WWW.BOOK.LIB-I.RU
БЕСПЛАТНАЯ  ИНТЕРНЕТ  БИБЛИОТЕКА - Электронные ресурсы
 
s

Pages:   || 2 |

«ГЕОЛОГО-СТРУКТУРНЫЕ И ВЕЩЕСТВЕННЫЕ ОСОБЕННОСТИ ЗОЛОТОРУДНЫХ МЕСТОРОЖДЕНИЙ В ШАРЬЯЖНО-НАДВИГОВЫХ СТРУКТУРАХ ЯНО-КОЛЫМСКОГО И МОНГОЛО-ОХОТСКОГО ОРОГЕННЫХ ПОЯСОВ (НА ПРИМЕРЕ БАДРАНСКОГО, КАРИ ...»

-- [ Страница 1 ] --

Федеральное бюджетное учреждение «Территориальный фонд геологической

информации по Сибирскому федеральному округу»

На правах рукописи

Яловик Георгий Айратович

ГЕОЛОГО-СТРУКТУРНЫЕ И ВЕЩЕСТВЕННЫЕ ОСОБЕННОСТИ

ЗОЛОТОРУДНЫХ МЕСТОРОЖДЕНИЙ В ШАРЬЯЖНО-НАДВИГОВЫХ

СТРУКТУРАХ ЯНО-КОЛЫМСКОГО И

МОНГОЛО-ОХОТСКОГО ОРОГЕННЫХ ПОЯСОВ

(НА ПРИМЕРЕ БАДРАНСКОГО, КАРИЙСКОГО И

ПИЛЬНЕНСКОГО МЕСТОРОЖДЕНИЙ)

25.00.11 – Геология, поиски и разведка месторождений твердых полезных ископаемых, минерагения ДИССЕРТАЦИЯ на соискание ученой степени кандидата геолого-минералогических наук

Научный руководитель:

д.г.-м.н., Татаринов Александр Васильевич НОВОСИБИРСК – 2016 ОГЛАВЛЕНИЕ ВВЕДЕНИЕ

1 Методика исследований

1.1 Состояние проблемы изучения золотого оруденения в шарьяжнонадвиговых структурах орогенных поясов

1.2 Краткая характеристика предшествующих исследований Бадранского, Карийского и Пильненского месторождений

1.3 Литолого-петрографические исследования

1.4 Изучение структур рудных полей и золотоносных зон

1.5 Минералого-геохимические исследования

2 Тектоно-геодинамическая обстановка формирования месторождений............... 28

2.1 Бадранское месторождение

2.2 Карийское и Пильненское месторождения

3 Структуры рудных полей месторождений

3.1 Структура Бадранского рудного поля

3.2 Структура Карийского золоторудного поля

3.3 Структура Пильненского золоторудного поля

4 Динамометаморфические комплексы рудных полей и месторождений: литологопетрографический состав и минералого-геохимические особенности

4.1 Бадранское месторождение

4.2 Карийское и Пильненское месторождения

5 Условия локализации и закономерности размещениязолотой минерализации в надвиговых структурах рудных полей

5.1 Бадранское месторождение

5.2 Карийское месторождение

5.3 Пильненское рудное поле

6 Критерии прогнозирования, поисков и оценки золотого оруденения в надвиговых структурах

6.1 Минералого-геохимические критерии

6.1.1 Бадранское рудное поле

6.1.2 Карийское и Пильненское месторождения

6.2 Структурные факторы контроля золотого оруденения

6.2.1 Бадранское месторождение

6.2.2 Карийское и Пильненское месторождения

7 Нетрадиционные методы локального прогнозирования, оценки продуктивности золотого оруденения в динамометаморфических комплексах (на примере Бадранского рудного поля)

Заключение

Список литературы

ВВЕДЕНИЕ Актуальность темы Золоторудная минерализация, приуроченная к динамометаморфическим комплексам шарьяжно-надвиговых структур коллизионной геодинамики, сравнительно широко распространена в докембрийских кратонах и разновозрастных орогенных поясах (Алданский, Воронежский, Канадский и др.

щиты; Саяно-Байкальский, Монголо-Охотский, Яно-Колымский и др. орогены). В последнее время она рассматривается в составе рудных объектов, выделенных в новые формационный (зон милонитизации и рассланцевания) и генетический (динамогенный) типы оруденения [137, 136].





Учитывая отличительные от типичных гидротермальных (гидротермально-метасоматических) месторождений структурно-геологические, петролого-геохимические и генетические особенности золоторудных зон и залежей, локализованных в надвиговых структурах, установленные различными исследователями [47; 25; 24; 119; 130; 64] целесообразно выделение шарьяжно-надвигового тектонотипа золоторудных месторождений [119]. В этой связи возникла необходимость в детальных металлогенических исследованиях объектов рассматриваемого типа для разработки научно обоснованных поисковых моделей. С другой стороны, актуальность проблемы определяется потребностью наращивания ресурсов и запасов золота в первую очередь в старых горнорудных районах Востока России за счет новых формационно-генетических, морфоструктурных, минеральных и геохимических типов оруденения. К таким районам, где обеспеченность запасами рудного золота предприятий горнодобывающей промышленности является низкой, относятся Восточно-Саянский (Окинский), Муйский, Баунтовский – в Бурятии, Ленский – в Иркутской области, Усть-Карский и Апрелковский – в Читинской области, Усть-Нерский – в Якутии, Центрально-Колымский в Магаданской области.

Все они обладают геологическими предпосылками и возможностями выявления промышленных месторождений золота тектоно-метаморфогенного шарьяжно-надвигового типа.

Цель работы Установить основные геолого-структурные, литолого-петрографические и минералого-геохимические особенности, морфоструктурные типы золоторудных зон и залежей в динамометаморфических комплексах шарьяжно-надвиговой тектоники на примерах Бадранского, Карийского и Пильненского месторождений.

Разработать эффективную методику поисков и оценки рудных зон и залежей с промышленным оруденением на основе комплекса структурно-вещественных критериев.

Основные задачи исследований

1. Типизация рудоносных шарьяжно-надвиговых структур Бадранского, Карийского и Пильненского золоторудных месторождений;

2. Выявление петрографических и минералого-геохимических особенностей продуктивных динамометаморфических комплексов;

3. Разработка комплекса нетрадиционных минералого-геохимических методов локального прогнозирования, оценки продуктивности золотого оруденения на примере Бадранского месторождения.

Фактический материал, методы исследований и личный вклад автора В основу диссертационной работы положены результаты многолетних (1991-2000 гг.) геолого-структурных, литолого-петрографических и минералогогеохимических исследований, полученных в процессе проведения прогнознопоисковых и разведочных (Индигирская экспедиция ГОК “Индигирзолото”, ОАО “Артель старателей Западная”, ОАО “Прииск Усть-Кара”, ООО “Старательская артель Восточная”), а также тематических (ВостСибНИИГГиМС, Иркутский госуниверситет) работ на Бадранском, Пильненском, Карийском месторождениях золота. Автор принимал непосредственное участие в полевых исследованиях, в обработке и обобщении фактических данных. Кроме того, используя полученный опыт лично автором диссертации в последние годы (2002-2004 гг.) проводились прогнозно-поисковые работы в Восточно-Саянском (Коневинское и БарунХолбинское месторождения) и Муйском (Ирбинское месторождение) золоторудных районах с целью выявления промышленных золоторудных тел тектоно-метаморфогенного шарьяжно-надвигового типа.

Комплекс методов изучения рудных объектов включал:

структурно-геологическое картирование с помощью площадного

– маршрутного обследования (150 км2), составление опорных разрезов (3000 пог. м) с использованием документации кернового материала (12000 пог. м), подземных горных выработок (Бадранское, Пильненское и Карийское рудные поля), поисковых траншей и канав, эксплуатационных карьеров;

– петрографическое изучение руд и вмещающих пород (850 шлифов и аншлифов);

– минералогический анализ проб-протолочек и бороздовых проб (120 шт.), шлиховых проб (200 шт.) из отвалов горных выработок;

Вещественный состав пород и руд исследовался с использованием рентгенометрии (“Сосновгеология”, ИЗК СО РАН), СЭС-анализа (С.И. Прокопчук

– Институт геохимии СО РАН), атомно-абсорбционного и пробирного анализа (ЛИЦИМС – г. Чита, Институт геохимии СО РАН, ЗабНИИ), микрозонда (Иргиредмет). Определение содержаний Сорг проведено в аналитической лаборатории ВостСибНИИГГиМСа.

В работе использованы различные материалы А.В. Татаринова и Л.И.

Яловик, включая данные экспрессных минералогических (термообработка) и геохимических (СЭС-анализ) определений, а также некоторые результаты структурного анализа С.П. Летунова и А.А. Матвейчука, полученные в ходе совместных работ по изучению Бадранского месторождения.

Специальному изучению были подвергнуты карбонатные минералы Бадранского месторождения, которые из горных пород и руд извлекались путем их избирательного растворения в кислоте (метод кислотных вытяжек), а затем химически анализировались в Институте геохимии СО РАН.

Защищаемые научные положения

Выделены 4 типа рудоконтролирующих надвиговых структур:

1.

одношовные и многошовные надвиги, зоны тектонического и автокластического меланжа. Каждый из них характеризуется своими особенностями распределения золоторудной минерализации и различной продуктивностью, определяемых степенью динамометаморфических преобразований исходных горных пород.

2. Золотоносный динамометаморфический комплекс надвиговых структур представлен катаклазитами, милонитами, тектонобрекчиями, жилами и прожилками гранулированного кварца. Первичные для них различные петротипы горных пород геохимически специализированы на золото, частично другие рудные элементы, что находит отражение в составе рудных минеральных ассоциаций и парагенезисов.

3. Разработан и апробирован экспрессный нетрадиционный комплекс минералого-геохимических методов локального прогнозирования, поисков и оценки золоторудных зон и залежей, включающий термохроматический метод, СЭС-анализ и метод “карбонатных шляп”.

Научная новизна работы:

– разработаны новые тектоно-метаморфические модели формирования Бадранского, Карийского и Пильненского месторождений;

– для рассматриваемых в диссертации золоторудных объектов впервые установлена приуроченность оруденения к динамометаморфическим комплексам надвиговых швов, матриксу зон тектонического меланжа;

– установлены новые структурно-вещественные признаки локализации промышленного оруденения для изученных месторождений;

– разработана оптимальная экспрессная методика исследований при прогнозировании, поисках и оценке золоторудных месторождений в шарьяжнонадвиговых структурах коллизионной геодинамики.

Практическая значимость Материалы, обобщения, выводы и рекомендации автора диссертации использованы для переоценки перспектив Пильненского месторождения ОАО “Прииск Усть-Кара”, при прогнозировании богатого золотого оруденения (рудных столбов) на Бадранском рудном поле (для ОАО “Артель старателей Западная” и ГОК “Индигирзолото”). Они также способствовали открытию автором нового Коневинского месторождения золота в Восточном Саяне, использовались в обосновании перспектив Ирбинской золотоносной зоны в Муйском районе.

Автор глубоко признателен за помощь, сотрудничество, поддержку в работе кандидату геолого-минералогических наук, доценту Иркутского политехнического университета С.П. Летунову, старшему научному сотруднику ВостСибНИИГГиМСа А.А. Матвейчуку, директору ОАО “Прииск Усть-Кара” В.П. Котельникову, гл. геологу бывшего ГОКа “Индигирзолото” В.П. Грищенко, гл. геологу ГРЭ “Индигирзолото” В.А. Суховеркову, гл. геологу Бадранской партии ГРЭ “Индигирзолото” Р.Г. Неустроеву. Также автор благодарен доктору геолого-минералогических наук член-корреспонденту Российской академии наук Николаю Анатольевичу Горячеву.

Особенно благодарен автор научному руководителю доктору геологоминералогических наук Александру Васильевичу Татаринову.

1 МЕТОДИКА ИССЛЕДОВАНИЙ

1.1 Состояние проблемы изучения золотого оруденения в шарьяжнонадвиговых структурах орогенных поясов Проблему изучения золотого оруденения в шарьяжно-надвиговых структурах коллизионной геодинамики необходимо рассматривать в двух аспектах. Во-первых, в связи с развитием геолого-геодинамических представлений о формировании этого типа структур в земной коре и, во-вторых, в связи с тектонофизическими (тектонометаморфическими) исследованиями, направленными на выявление пространственно-генетической связи с ними процессов рудообразования, условий локализации золоторудных тел. В период господства идей геосинклинальной теории шарьяжно-надвиговым структурам отводилась важная роль в тектонике орогенов [10; 14; 94 и др.] С появлением мобилистских концепций (тектоника литосферных плит, теория тектонической расслоенности литосферы, глубинная геодинамика) формирование шарьяжнонадвиговых структур стало рассматриваться как неотъемлемая часть геодинамического анализа регионов, а также применительно к минерагении [25;

Была установлена аккреционно-коллизионная природа 46; 47, 65; 101; 121].

орогенических поясов. Выяснилось, что чешуйчато-надвиговое строение – характерная особенность структур аккреционного типа, формирующихся в аккреционных призмах субдукции (флишево-турбидитовые комплексы, олистостромы, фрагменты океанической коры), претерпевших тектоническое расслаивание и скучивание, с образованием шарьяжей, зон терригенного, серпентинитового меланжа и одновременно высокобарических метаморфитов на глубоких уровнях литосферы. Для структур коллизионного этапа формирования орогенов, во многом определяемого механизмами эксгумации на поверхность метаморфизованных комплексов горных пород средней и нижней частей земной коры, а также верхней мантии, характерно сочетание складчато-надвиговых и крутопадающих сдвиговых дислокаций при неизмеримо более широкомасштабном образовании шарьяжно-надвиговых структур, в том числе рудоносных.

Из крупных обобщающих работ последнего времени, посвященных шарьяжно-надвиговой тектонике окраин древних платформ, выделяется монография Сизых В.И. [101]. В.И. Сизых провел сравнительный анализ шарьяжно-надвигового строения южной окраины Сибирской платформы с тектоническим строением окраин Северо-Американской и Восточно-Европейской платформ и показал, что их геодинамическое развитие шло по одинаковой схеме:

внутренняя аллохтонная зона островодужных и офиолитовых комплексов сменяется внешней аллохтонной зоной окраины платформы, которая часто запечатывает краевой прогиб, сменяющийся краевой системой фронтальных надвиговых дислокаций осадочного чехла и фундамента платформы. Им составлена карта шарьяжно-надвиговых пояса мира, на которой выделены шарьяжно-надвиговые системы двух геодинамических типов:

1) окраинно-континентальный тихоокеанский,

2) межконтинентальный средиземноморский.

В них соответственно выделены шарьяжно-надвиговые пояса:

а) окраинно-континентальные субдукционные и обдукционные тихоокеанского типа (Кордильерский, Аппалаческий и др.);

б) межконтинентальные коллизионные средиземноморского типа (Альпийско-Кавказско-Гималайский, Уральский, Байкало-Патомский, Верхоянский и др.).

В связи с тем, что шарьяжно-надвиговый тектогенез приобрел большое значение в современных геолого-геодинамических концепциях, возникла необходимость в разработке методических рекомендаций для картирования шарьяжно-надвиговых структур при проведении геолого-съемочных работ на территории России. Такие рекомендации появились в течение последних 10-20 лет [31; 65; 74; 75].

Наряду с разработками тектоно-геодинамических моделей шарьяжнонадвиговых поясов и зон, независимо от фиксистких или мобилистких подходов, параллельно интенсивно изучались деформационные тектоно-метаморфические (динамометаморфические) комплексы горных пород шарьяжно-надвиговых структур [55; 56; 57; 65; 67; 66; 84; 83; 93; 96; 131; 134, 133; 132; 144; 147; 148; 150 и др.] с позиций классической тектонофизики, механохимии, учении о стрессметаморфизме и релаксационном метаморфизме. При этом широко использовались модельные эксперименты [146; 154 и др.]. Оценки геологов рудообразующей роли динамометаморфических процессов и в частности участия последних в формировании золоторудных месторождений широко варьируют: от почти полного отрицания динамометаморфического рудогенеза [57; 98 и др.] к признанию его частично на рудоподготовительном этапе [7; 16; 18; 35; 86; 89; 97] и как главного фактора образования рудных залежей [17; 24; 40; 45; 47; 64; 85; 93;

95; 99; 105; 106; 119; 110; 141; 142].

В последние годы в России и за рубежом повышенное внимание уделяется исследованиям месторождений золота, локализованных в динамометаморфических (стресс-метаморфических) комплексах коллизионных геодинамических обстановок, сформированных в условиях господства деформаций сжатия.

Щеглов А.Д. [137] обобщил материалы зарубежных исследователей, выделив в качестве нового формационного типа золотого оруденения – «зоны милонитизации и рассланцевания», приуроченного к динамометаморфическим комплексам коллизионной геодинамики. По его данным рудные объекты указанного типа выделены во многих странах (Алжир, Норвегия, Португалия).

Особенно впечатляют достижения в открытии месторождений этого типа в Китае [143; 145; 149]. В последнее время только в западной части Северо-Цинлянских гор обнаружено более десятка месторождений золота в динамометаморфитах коллизионных зон смятия и тектонических швов. Многие крупнейшие месторождения золота России и СНГ коллизионных орогенов (Олимпиада, Сухой Лог, Зун-Холбинское, Мурунтау, Кумтор, месторождения золото-кварцевых жильных поясов Северо-Востока Азии, например, Яно-Колымского) локализованы в зонах динамометаморфизма [17; 19; 24; 26; 47; 66; 125; 128].

Однако, несмотря на очевидную пространственно-генетическую связь многих коллизионных месторождений золота с динамометаморфическими (тектонометаморфическими) комплексами или формациями, роль процессов динамометаморфизма в рудогенезе многими геологами либо не учитываются вовсе, либо им отводится второстепенная “пассивная” роль в существующих геолого-генетических моделях. В качестве ведущего фактора формирования золоторудных месторождений динамометаморфизм рассматривается лишь в немногих работах: Горяйнов С.В. [24] – Олимпиада и др. месторождения Енашиминского узла Енисейского кряжа; Камалетдинов М.А. и др. [47] – Миндякское и др. на Урале; Фридовский В.Ю. [128] – раннеколлизионные месторождения Верхояно-Черского орогена; Буряк В.А. и др. [17], Лобанов М.П.

и др. [64] – Сухой Лог; Татаринов А.В., Яловик Л.И. [119; 110] – Бадранское и Токичанское месторождения, рудные поля Муйского района.

В последнее время на основе реконструкций палеогеодинамических обстановок и террейного анализа реализован международный проект по созданию геодинамических и металлогенических моделей формирования СевероАзиатского и Сино-Корейского кратонов, обрамляющих его разновозрастных орогенных поясов по основным временным интервалам. В представленных моделях заметное место отводится металлогеническим поясам с рудоносными динамометаморфическими комплексами. Однако, целый ряд вопросов, касающихся условий локализации генезиса, методики поисков промышленного золотого оруденения в шарьяжно-надвиговых структурах, остается слабо освещенным и недостаточно исследованным. Прежде всего, это касается типизации структур золоторудных полей, характера закономерностей пространственного размещения промышленной минерализации, РТ-условий мобилизации и концентрирования рудных компонентов. Не решен вопрос о возможном формировании гидротермальных рудообразующих систем при динамометаморфизме.

В диссертации предпринята попытка на примере Бадранского, Карийского и Пильненского месторождений (Рисунок 1.1) шарьяжно-надвигового тектонотипа частично решить некоторые из упомянутых вопросов этой сложной металлогенической проблемы.

Рисунок 1.1 – Обзорная карта объектов работ

1.2 Краткая характеристика предшествующих исследований Бадранского, Карийского и Пильненского месторождений Бадранское месторождение Месторождение открыто в результате поисковых работ, проводимых на протяжении 10 лет (1974-1984 гг.) Индигирской экспедицией. Было установлено, что промышленная золоторудная минерализация приурочена к надвигу (зона Надвиговая), образуя несколько рудных столбов, и распространяется по падению на 1100 м. В 90-е годы осуществлена детальная разведка (штольни, уклоны) оруденелой части зоны Надвиговой, поисково-оценочные работы на ее флангах и глубоких горизонтах (бурение). Эти работы, проведенные ГРЭ “Индигирзолото”, позволили зону Надвиговую перевести в ранг среднего по запасам промышленного месторождения. Добычные работы ведутся ЗАО “Западная” с 1977 г. Научно-исследовательские работы спорадично проводились, начиная с 1986 г. Их материалы опубликованы в журнальных статьях, сборниках и монографиях [2; 3; 7; 8; 5; 6; 28; 48; 76; 77; 88; 100; 108; 110; 130]. Используя комплекс методов, включающий традиционные структурно-геологическое картирование подземных выработок, минералогическое картирование и геохимические исследования, документацию поверхностных выработок и керна буровых скважин, предшественниками получены следующие основные результаты:

– выделен новый для Якутии бадранский тип золоторудных объектов, названный “сульфидно-кварцевые залежи в пологих разломах” [7]. Позднее В.А.

Амузинский [2] отнес Бадранское месторождение к эталонному модельному типу поднадвиговых золото-кварцевых малосульфидных орогенных месторождений – новых для Якутии;

– установлено складчато-надвиговое строение Кулар-Нерского пояса, в пределах которого находится Бадранское месторождение и другие золоторудные объекты, для рудных тел которых предполагается возможность тектонометаморфического генезиса [130]. Для самого же Бадранского месторождения предложена дуплексовая (лозанжевая) структурная модель [129];

установлен неравномерный (столбовой) характер распределения

– промышленных скоплений золота в зоне Надвиговой, являющейся основным структурным элементом Бадранского месторождения [76];

– выявлены общие черты минеральной зональности рудного поля месторождения, очерчены ореолы по минеральным видам и текстурноструктурным типам руд, установлены 3 стадии рудогенеза, отличающиеся минеральными парагенезисами и геохимическим своеобразием [3; 48; 88];

– детально изучен химический состав самородного золота [100; 8];

– установлено, что источником золота, локализованного в месторождениях Бадранского рудного района, включая одноименное месторождение, являются триасовые отложения (Т2-Т3) верхоянского комплекса, характеризующиеся повышенным уровнем концентраций Au, обусловленных специфическими лагунными условиями осадконакопления [49; 28], наличием высоких содержаний металла в осадках углеродистой органики;

– в последнее время [78] выполнено физико-химическое моделирование процессов минералообразования для Бадранского месторождения с использованием результатов анализа флюидных включений в кварце (КРспектры, газовая хроматография), которые подтвердили правомерность выделения 3-х стадий формирования рудных кварцевых жил. При этом авторы рассматривают образование рудной минерализации из сложной гидротермальной рудообразующей системы, отмечая, локально проявленный вдоль надвиговых структур рудного поля, коллизионный динамометаморфизм, который обусловил развитие процессов деформационно-гидротермального рудообразования, с мобилизацией и частичным переотложением золота из углеродистых толщ верхоянского комплекса, для которых характерно его повышенное содержание в керогене Сорг (Au=0.24-0.33 г/т) и марказите (Au=2 г/т).

Оценивая всю совокупность материалов, опубликованных упомянутыми исследователями, нельзя не остановиться на некоторых критических замечаниях.

1) Слабо изучен литолого-петрографический состав рудоносной толщи.

Поэтому использовалась практически в неизменном виде легенда, применяющаяся геологами-съемщиками. По этой причине не выделены и не откартированы породы динамометаморфического происхождения из осадочной толщи (катаклазиты, милониты, бластомилониты, тектонобрекчии, псевдотахилиты и др.).

2) Из поля зрения названных выше исследователей выпал гранулированный рудный кварц динамометаморфического происхождения, слагающий наиболее богатые рудные столбы.

Ошибочным является отнесение Бадранского месторождения к 3) “поднадвиговому типу”, поскольку золоторудная минерализация локализована в шовных зонах надвиговых чешуй, матриксе цементирующим блоки зон лозанжа и меланжа [110], а не в автохтоне.

4) Преобладает утверждение, что рудовмещающая толща месторождения подвергнута предрудному региональному метаморфизму зеленосланцевой фации.

Тем самым игнорируется решающая роль динамометаморфизма и соответственно деформационного механизма рудообразования в формировании месторождения.

В 1991-1994 гг. на месторождении Бадран научно-исследовательские работы проводились группой научных сотрудников ВостСибНИИГГиМСа и Иркутского госуниверситета под руководством А.В. Татаринова. В состав группы входил и автор диссертации. Исследования были направлены на совершенствование методологической основы прогнозирования, повышение эффективности поисков, путем использования новых методик структурновещественного изучения, на оценку продуктивности флангов и глубоких горизонтов месторождения. Результаты этих исследований обобщены в публикациях А.В. Татаринова и Л.И. Яловик [120; 110].

Основные из них следующие:

– установлено, что структура рудного поля представляет собой сложный ансамбль чашеобразных надвиговых структур, лозанжа (дуплексов) и меланжа;

– помимо зоны Надвиговой в пределах рудного поля выявлено 14 золоторудных зон;

установлено, что площадь рудного поля сложена

– динамометаморфическим комплексом, возникшим по углеродсодержащей алевролито-песчаниковой толще верхоянского комплекса;

– показано, что формирование рудных скоплений золота обусловлено двухступенчатым его концентрированием из углеродистых осадочных пород, соответствующих двум этапам тектонических деформаций сжатия и синхронных динамометаморфических преобразований первично обогащенных им УВ и сульфидов.

Автор данной диссертации в дальнейшем интерпретировал и детализировал отдельные структурно-геологические, литолого-петрографические и минералогогеохимические аспекты новой модели Бадранского месторождения в прикладном отношении (локальный прогноз, оценка перспектив глубоких горизонтов, характеристика рудных столбов).

Карийское и Пильненское месторождения Расположенные по соседству, оба месторождения относят к Карийскому узлу одноименного или Усть-Карского золоторудного района. Изученность их достаточно высокая, хотя взгляды различных исследователей в трактовке различных вопросов, касающихся геолого-структурных и генетических особенностей локализации, формирования золотой минерализации, неодинаковы.

В наиболее ранних публикациях [32; 87; 124] преобладала точка зрения на постмагматическое гидротермально-метасоматическое, гидротермальное происхождение оруденения, представленного кварцевожильным типом и генетически связанного с формированием Кара-Чачинского массива гранитоидов, вследствии протерозойской и последующей мезозойской активизации. При этом, структуры Карийского и Пильненского месторождений рассматривались как “блоково-клавишные”, основными элементами которых являются крутопадающие разрывные нарушения. Несколько позже эти месторождения отнесли к полихронному вулканогенно-гидротермальному типу [36, 35]. Наряду с кварцевожильным, на Пильненском месторождении был установлен штокверковый тип золоторудной минерализациии. Все упомянутые исследователи единодушны в приуроченности Карийского и Пильненского рудных полей к Усть-Карской очагово-купольной (купольно-кольцевой) структуре, образуемой протерозойскими и мезозойскими массивами гранитоидов и дайковым комплексом [87; 38; 58; 71; 104 и др.]. Наряду с малосульфидным кварцевым, кварц-сульфидным рудноформационными типами оруденения в 70-е годы ХХ века на Карийском месторождении был открыт новый золото-магнетитовый тип [46; 47].

Следует отметить хороший уровень и детальный характер минералогогеохимических и геохимических, включая термобарогеохимию, исследований [62;

11; 21; 92; 91; 104; 20]. Была выявлена зональность в пространственном распределении геохимических полей Au, Ag, Cu, Mo, W, Bi, Sb, Pb, Zn относительно Кара-Чачинского массива гранитоидов, других элементов очаговокупольной структуры, включая золоторудные тела, а также определены широкие диапазоны РТ-условий формирования рудообразующей системы (Т=575о-85оС, Р=2820-85 бар).

В последнее время с позиции тектоники плит на основе обобщения результатов геолого-структурных, минералого-геохимических и геохимических данных А.М. Спиридоновым с соавторами [104] Усть-Карская купольнокольцевая структура стала рассматриваться в ранге золотоносной Карийской рудно-магматической системы (РМС). Одноименное месторождение выделено в особый карийский тип, характеризующийся большой ролью сульфидных минеральных ассоциаций и парагенезисов наиболее продуктивной кварцактинолит-магнетитовой стадии гидротермального рудообразования. Несколько позже С.М. Жмодик и др. [37], развивая представления о Карийском РМС, отнесли Карийское и Пильненское месторождение к золотопорфировому формационно-генетическому типу, генетически связывая образование рудных кварцевых штокверков и кварцевых жил с формированием монцонит-гранитных, гранодиорит-диоритовых штоков, тел диорит-порфиров, гибридных порфиров и грорудитов Амананского и Амуджикано-Сретенского комплексов, датируемых мезозоем.

Анализ предшествующих исследований Карийского и Пильненского месторождений показал следующее:

– практически не картировались пологие надвиговые структуры, не изучалась пространственно-генетическая связь с ними рудной минерализации;

– не выделялись тектоно-метаморфические (динамометаморфические) петротипы рудоносных горных пород;

– многие “дайковые” породы (грорудиты, порфириты и др.) были ошибочно отнесены к магматическим образованиям. На самом деле, они оказались динамометаморфитами, как это показали специальные исследования [112; 110];

– представленные структурные модели рудных полей и золоторудных зон большей частью схематичны, поскольку, вероятно, не были широко использованы керновый материал буровых работ, добычные карьеры, поисковые магистральные канавы, анализ первичной документации ныне недоступных для посещения подземных выработок.

В результате проведенных в 1997-2000 гг. работ группой в составе А.В.

Татаринова, Л.И. Яловик и Г.А. Яловик были предложены новые модели формирования Карийского и Пильненского месторождений, в основе которых лежат представления о решающей роли процессов динамометаморфизма в рудообразовании. Соответственно этому проведена переоценка рудного потенциала рассматриваемых объектов.

1.3 Литолого-петрографические исследования Бадранское месторождение Одним из важнейших элементов проведенных исследований явилось изучение литолого-петрографических особенностей рудовмещающей толщи (верхоянский комплекс) и золотоносных пород. По данным П.Ф. Иванкина и Н.И.

Назаровой геологическое картирование верхоянского комплекса, [43], осуществляемое методом съемки слоистых осадочных толщ, оказывается недостаточно эффективным, так как важнейшие тектоно-метаморфические вторичные структурные элементы, имеющие рудоконтролирующее значение, остаются в большинстве случаев невыявленными. Более того, их пытаются расшифровать, пользуясь наиболее разработанными методиками литологофациального анализа, в результате чего, эти элементы получают неверную трактовку. Как показал анализ крупномасштабных карт Яно-Колымского региона, проведенный этими исследователями, верхоянский комплекс не расчленяют по степени дислоцированности, не дифференцируют породы по степени рассланцевания. Такие структурные элементы как катаклаз, рассланцевание, кливаж не рассматриваются во взаимосвязи с петрографическим составом пород, их метасоматозом и метаморфизмом. Соответственно во многом неопределенной остается структура рудных месторождений. Эти недостатки в полном объеме присущи имеющимся картам масштаба 1:50 000 – 1:2 000 на район Бадранского месторождения. Поэтому исследования в первую очередь были направлены на выяснение основных черт литолого-петрографического состава рудовмещающей толщи и продуктивных пород, без которых невозможно проводить какие-либо структурные исследования и выявить закономерности пространственного размещения руд.

Одной из главных задач изучения горных пород, руд, слагающих Бадранское рудное поле, явилось внесение корректив в опорную легенду к существующим геологическим картам масштаба 1:50 000 – 1:2 000. Изменения коснулись в первую очередь литолого-петрографического содержания сводного разреза. Главные принципы построения опорной легенды базируются на концепции шарьяжно-надвигового строения рудного поля и новых генетических представлениях, учитывающих доминирующую роль процессов динамометаморфизма в формировании рудовмещающей толщи и оруденения. С помощью обычных петрографических методов была выполнена работа по вычленению из верхоянского комплекса динамометаморфитов. Помимо составления легенды, литолого-петрографические исследования горных пород и руд Бадранского поля использовались в качестве основного элемента геологоструктурного картирования.

При этом расчленение рудовмещающей толщи осуществлялось по следующим признакам:

– по степени карбонатизации и составу карбонатных фаз;

– по содержанию, характеру распределения углеродистого вещества;

– по характеру и интенсивности динамометаморфической переработки исходных осадочных пород, с учетом пространственно-генетической связи тех или иных литолого-петрографических разновидностей пород с элементами, типами тектонических структур.

Производилось петрографическое изучение всех разновидностей горных пород, которые слагают Бадранское рудное поле. Конкретная методика заключалась в отборе образцов пород для петрографических шлифов при документации керна скважин, горных выработок, при маршрутном обследовании площади. В литолого-петрографических исследованиях особое внимание уделялось выявлению и интерпретации текстурно-структурных особенностей как основных показателей степени изменения пород в режиме динамометаморфизма.

Карийское и Пильненское месторождения Одной из главных задач литолого-петрографического изучения горных пород, руд, слагающих рудные поля, явилось внесение корректив в опорную легенду к геологическим и металлогеническим картам, схемам. Изменения коснулись, в первую очередь, литолого-петрографического содержания сводных разрезов. Главные принципы построения опорных легенд базировались на концепции шарьяжно-надвигового строения Монголо-Охотского коллизионного шва и генетических представлений, учитывающих главенствующую роль процессов динамометаморфизма в формировании рудоносных образований и руд.

С помощью обычных петрографических методов из различных по возрасту, составу горных пород рудовмещающих толщ были вычленены динамометаморфиты следующих разновидностей: милониты, бластомилониты, гиаломилониты, псевдотахилиты, катаклазиты, тектонобрекчии (микститы). В первую очередь изучались сохранившийся керн скважин колонкового бурения и каменный материал, отобранный при документации добычных карьеров, траншей, старых канав, подземных выработок.

1.4 Изучение структур рудных полей и золотоносных зон Бадранское поле Главной задачей являлось установление структурных закономерностей локализации промышленного оруденения и прогнозирования этих закономерностей на неразведанные, слабо опоискованные участки рудного поля.

Структурные работы охватывали следующие направления:

– выявление строения и условий формирования рудного структурного парагенезиса в разведанной части рудного поля (зона Надвиговая);

– картирование надвиговых и крутопадающих разрывов, меланжевых и дуплексовых структур;

исследование особенностей проявления и пространственного

– распределения структурных факторов оруденения.

Структурные исследования были сосредоточены частью на наиболее обнаженных участках центральной части рудного поля и осуществлялись путем маршрутного исхаживания с проведением специализированных наблюдений на отдельных участках. Большей же частью изучались искусственные обнажения (канавы, штольни, уклоны, восстающие, придорожные и приштольневые врезы, буровые площадки). Применялась общепринятая методика полевых структурных наблюдений, которая в основном сводилась к выявлению и изучению элементов залегания плоскостных (полосчатость, сланцеватость, трещиноватость, контактные поверхности) и линейных (шарниры складок, оси будин, штрихи скольжения) структурных элементов, морфологических особенностей складок, жил, прожилков.

Изучался керн буровых скважин, плотики россыпей по руч. Бадран, Безводный, Балхан, Усач. Относительно оси керна определялась ориентировка таких структурных элементов, как полосчатость, прожилки, длинные оси порфирокластов и порфиробластов, оси микроскладок, зеркала и борозды скольжения, трещины. Большое внимание уделялось выявлению малоамплитудных надвигов.

Как показал анализ данных предшественников, вся толща слоистых осадочных пород Бадранского рудного поля испытала тектоническое течение, практически полную структурную переработку первичной слоистости и сланцеватости, выразившуюся в формировании раннего пологого кливажа течения. Трещины пологого кливажа течения, плоскостей скольжения выполнены углеродистым веществом, что учитывалось при картировании этих структурных элементов. Сместители некоторых малоамплитудных надвигов трассируются интенсивно обуглероженными алевролитоподобными катаклазитами. Другая часть надвиговых структур была расшифрована путем установления типоморфных для них структурных парагенезисов (подворот пластов, складки волочения, S-образные складки, линзы скольжения).

Карийское и Пильненское месторождения Проводились исследования с целью выявления, изучения тех тектонических элементов строения рудных полей, которые ранее были слабо изучены или вовсе пропущены. В первую очередь это касалось структурных и вещественных элементов пологих структур надвигового типа: структуры будинажа, линейный кливаж течения, автокластический и тектонический меланж, участки развития пород динамометаморфических фаций и др.

При этом важнейшее значение придавалось установлению признаков пологих тектонических структур в сохранившемся керне, так как в дальнейшем эти данные использовались при переинтерпретации разрезов по буровым скважинам, представленных в материалах предшествующих исследователей.

Наряду с детальным структурно-геологическим изучением кернового материала проведена документация фрагмента стенок отдельных, хорошо сохранившихся траншей, карьеров, штолен по рудным зонам и залежам, иллюстрирующих внутреннее строение последних и характер локализации скоплений золота.

1.5 Минералого-геохимические исследования Бадранское поле Использован экспрессный метод термообработки сколковых проб, позволяющий надежно фиксировать продуктивные рудные парагенезисы, выделять границы золоторудных зон в черносланцевых толщах (авторское свидетельство № 667058 [103]). На примере месторождений Сухой Лог и Мурунтау В.А. Станиковым [103] было установлено, что образцы из рудных зон при прокаливании (Т=900оС) в муфельной печи в течение 2 часов приобретают белую окраску, а из непродуктивной толщи – бурую различных оттенков. По его мнению, различная окраска, которую приобретают в процессе термообработки образцы из рудных зон, обусловлена различной степенью зрелости рудоносных осадков (составом глинистых минералов). С этим выводом не согласуются результаты различных экспериментов по исследованию влияния термообработки на минеральный состав и свойства горных пород, руд, а также термические превращения в рудных минералах, фиксируемые не только в лабораторных условиях, но и в природе (колчеданные и угольные пожары, пирометаморфизм).

В результате опытно-методических исследований на Бадранском рудном поле было установлено, что окраска различных цветов, приобретаемая при обжиге горными породами, обеспечивается соединениями, появляющимися в результате разложения рудных минералов (оксиды, сульфиды, сульфосоли).

Непродуктивные породы, не содержащие кроме обычного по составу пирита или пирротина других сульфидов, окрашиваются в бурый цвет различных оттенков за счет окисления железа (образование темно-бурого маггемита и буровато-красного, вишнево-красного гематита по магнетиту).

При температуре 440оС и выше происходит разложение пирита по схеме:

пиритпирротинмагнетитмаггемитгематит. Золотоносные породы, содержащие арсенопирит, сфалерит, антимонит, тетраэдрит, другие сульфосоли, а также мышьяковистый пирит в процессе обжига приобретают белую и белолиловую окраску различных оттенков. Белая окраска обусловлена налетами возгонов Al2O3, Sb2O3, ZnO, возникающими при разложении в процессе обжига арсенопирита, мышьяковистого пирита, сфалерита и антимонита. Лилово-белый с синеватым оттенком цвет появляется за счет образования налета Sb2O3 при разложении сурьмянистых сульфосолей и частично доломита (с примесью сурьмы) из рудных парагенезисов.

Желтый, оранжево-желтый и серо-желтый оттенки, иногда разбавляющие белый цвет обожженных пород, образуются за счет выделившихся при разложении висмут- и свинецсодержащих рудных минералов (сульфиды и сульфосоли) налетов Bi2O3, PbO. В интервале температур 150-900оС частично могли окрасить породы в белый цвет налеты ангидрита, образовавшиеся при обезвоживании гипса.

Помимо окраски, с помощью обжига качественно оценивалась степень флюидонасыщенности рудовмещающих пород, которая использовалась в качестве критерия оценки продуктивности рудных зон.

Сильно флюидонасыщенные образцы при прокаливании при температуре 900оС подвергались плавлению, превращаясь в пузыристые или вспученные шлаки. Группа слабо флюидонасыщенных пород практически лишена признаков плавления. Предполагается, что группа флюидонасыщенных пород характеризуется высокими концентрациями воды и газов. Термообработке были подвергнуты сколковые пробы, отобранные из канав, траншей, естественных обнажений, керна буровых скважин. Вес пробы 50-75 г.

Данные обжига выносились на разрезы, геологические карты, схемы.

Продуктивные на золото, рудные зоны фиксировались по белой, кирпично-белой, лилово-белой окраске. Выделены также и сильно флюидонасыщенные зоны, которые по нашим представлениям служат показателем богатого золотого оруденения. Этот критерий успешно апробирован при оценке перспектив Токичанского рудного поля [109].

Помимо метода термообработки для решения прогнозных задач использовался обычный геохимический метод (изучение первичных ореолов). В качестве элементов-индикаторов использовались наиболее информативные – золото, серебро и мышьяк. Определения указанных элементов производились сцинтилляционным эмиссионным спектральным анализом (СЭСА). Анализ является приближенно-количественным, экспрессным, высокопроизводительным, позволяющим оценивать размеры частиц золота, серебра. Он весьма эффективен при работах, когда необходимо быстро получить предварительные результаты [90].

Анализы проб производились на спектрографе СТЭ-1 и на многоканальном спектрографе (квантометр ДФС-36). Амплитудный анализатор обеспечивал регистрацию амплитуд импульсов в пяти интервалах.

В таком варианте сцинтилляционная установка обеспечивала приближенно-количественное определение золота, серебра и мышьяка с пределами содержаний 0,1-0,005 г/т и оценку размеров частиц в интервале от 1 до 3 мкм со следующими градиентами:

для золота – 3-5 мкм, 5-9 мкм, 9-12 мкм, 12-15 мкм, 15-25 мкм; для серебра – 3-7 мкм, 7-11 мкм, 11-15 мкм, 15-18 мкм. Величина аналитической навески составила 0,4 г.

Полученные данные затем были использованы для составления геохимических разрезов. Содержания Au, Ag, As в совокупности с результатами обжига позволили произвести оконтуривание и оценку продуктивности рудных зон.

Рудные зоны и тела, а также вмещающие породы изучались и обычными минералогическими методами (минералогический анализ проб-протолочек, рудная микроскопия).

Отдельные зерна минералов проанализированы на микрозонде “Камебакс” в Иргиредмете (аналитик В.А. Баранкевич).

Специальному изучению были подвергнуты карбонатные минералы.

Последние из горных пород и руд извлекались путем их избирательного растворения в кислоте (метод кислотных вытяжек), а затем химически анализировались.

Определялись содержания минералообразующих элементов:

кальция, магния, железа, бария, стронция. Всего было отобрано и проанализировано на карбонаты 30 проб. Химизм карбонатов изучался в Институте геохимии СО РАН (под руководством Е.И. Воробьева).

Карийское и Пильненское месторождения Как было отмечено выше, имеются многочисленные опубликованные данные по минералогии и геохимии Карийского и Пильненского месторождений.

Они были использованы в диссертации. Дополнительно были получены результаты анализов (минералогического, силикатного, пробирного) бороздовых и технологических проб (ЛИЦИМС и ЗабНИИ, г. Чита), отобранных автором диссертации и под его руководством при проведении разведочно-добычных работ на Карийском и Пильненском месторождениях.

2 ТЕКТОНО-ГЕОДИНАМИЧЕСКАЯ ОБСТАНОВКА ФОРМИРОВАНИЯ

МЕСТОРОЖДЕНИЙ

2.1 Бадранское месторождение Относительно металлогенических подразделений Северо-Востока России, Бадранское золоторудное поле входит в состав одноименного рудного района, в свою очередь являющегося составной частью Адыча-Нерской металлогенической зоны Яно-Колымского коллизионного металлогенического пояса (Рисунок 2.1), сформированного в конце поздней юры – начале раннего мела, в связи с коллизией Колымо-Омолонского супертеррейна с Северо-Азиатским кратоном Адыча-Нерская металлогеническая зона (600х150 км) охватывает [121].

центральный и юго-восточный секторы Кулар-Нерского сланцевого пояса, сложенного пермским и триасовыми глубоководными черносланцевыми толщами и смежную часть Верхоянского складчато-надвигового пояса, представленную отложениями верхнего триаса и частично нижней юры. Бадранский рудный район (месторождения Бадран, Якутское, рудопроявления Хонук, Стан, Турах-Юрях, Надеждинское и Танинское), как и одноименное месторождение, приурочен к пограничной с Кулар-Нерским сланцевым поясом полосе верхнетриасовой алевролито-песчаниковой толщи, выделенной как Адыча-Эльгинская складчатая зона. В тектоническом плане Бадранское рудное поле находится в МугурдахСелириканской зоне разрывов [129], представляющей собой внешнюю югозападную зону Адыча-Тарынского коллизионного шва (Рисунок 2.1) – границы столкновения Алазейской островной дуги (микроконтинента) и пассивной Верхоянской континентальной окраины [82], разделяющего Кулар-Нерский сланцевый пояс Нерская складчатая зона по Н.Ф. Третьякову [122] и АдычаЭльгинскую складчатую зону. Геодинамические обстановки формирования последних различны.

Рисунок 2.1 – Бадранское рудное поле в основных структурах СевероВостока России [121] 1 – Сибирская платформа; 2 – верхнепалеозойские и нижнемезозойские отложения Верхоянского складчто-надвигового пояса; 3 – Кулар-Нерский сланцевый пояс; 4 – КолымоОмолонский супертеррейн; 5 – Охотско-Чукотский вулканогенный пояс; 6 – Охотский террейн;

7 – коллизионные граниты; 8 – деструктивная зона Адыча-Тарынского коллизионного шва [126]; 9 – Бадранское золоторудное поле; АТ– Адыча-Тарынский коллизионный шов (осевая часть); ЯН – Яно-Индигирский разлом.

Кулар-Нерский сланцевый пояс сложен неоднократно дислоцированными черносланцевыми турбидитовыми толщами (глубоководные конусы выноса) верхней перми, триаса и карбонатно-глинистыми отложениями нижней юры.

Пермско-триасовые осадочные комплексы пояса накапливались в Оймяконском малом океаническом бассейне позднепалеозойского рифта, ограниченным с запада Верхоянской континентальной окраиной, а с востока – Омулевским микроконтинентом. Вся рассматриваемая толща осадочных пород слагает палеоаккреционную призму, расположенную перед фронтом КолымоОмолонского микроконтинента и подвергнутую позднемезозойским син- и постседиментационным шарьяжно-надвиговым дислокациям (первый этап тектогенеза). Поздние коллизионные деформации 2-го и 3-го этапов выражены образованиями взбросо- и сбросо-сдвигов, с которыми ассоциируют складки конического типа. Для аккреционных шарьяжно-надвиговых структур КуларНерского пояса, близких по возрасту осадочным породам, характерны олистростромовые комплексы, зоны терригенного тектонического меланжа. По данным Ф.Ф. Третьякова [122], структуры Нерской зоны в Адыча-Тарынском коллизионном шве, являющейся фрагментом Кулар-Нерского сланцевого пояса, определяются главным образом сжатыми линейными складками СЗ простирания в ассоциации со структурами сквозного сланцевого кливажа. Крупные складки симметричные и ассиметричные. Их крылья осложнены более мелкой складчатостью, а также – продольными взбросами. Парфенов Л.М. с соавторами [82] установили в этой зоне (другое ее название Ниткан-Тобычанская) две генерации ранних складок и сопряженные с ними надвиги, отсутствующие в Адыча-Эльгинской (Дербеке-Эльгинской) зоне. В Адыча-Эльгинской зоне, в пределах которой находится Бадранское рудное поле, являющейся частью югозападного крыла Адыча-Тарынского коллизионного шва, верхнетриасовые отложения дислоцированы сравнительно слабо, местами залегают горизонтально.

Углы наклонов слоев составляют 10-30о до 50-60о в зонах крутых флексурных перегибов или разрывных нарушений [122].

Отмечаются послойные или межпластовые срывы, малоамплитудные ступенчатые надвиги и взбросы, соединяющие послойные срывы в подошве и кровле слоев или группы слоев, нередко образуя мелкие дуплексные структуры (Рисунок 2.2).

Рисунок 2.2 – Мелкие дуплексы (а), складки и послойные срывы (б) в верхнетриасовых отложениях Адыча-Эльгинской зоны, правобережье р.

Индигирка, выше устья р. Тыэллах [122] 1 – слоистость; 2 – надвиги и послойные срывы; 3 – прочие разрывы.

По мнению В.В. Гончара [22], появление пологих дислокаций в АдычаЭльгинской зоне, скорее всего, есть отражение в чехле невскрытых метаморфических куполов верхоянской серии, а не фундамента, и зон несоосного пластического течения с растяжением, выведенных на поверхность в кливажных зонах пологих дислокаций по краям. Сравнение стереограмм массовых замеров ориентировок слоистости и кливажа Нерской и Адыча-Эльгинской зон, проведенное Ф.Ф.Третьяковым [122], указало на разную степень деформаций слагающих их осадочных пород. Разные типы складчатых дислокаций этих зон свидетельствуют о том, что их формирование проходило в неодинаковых динамических условиях. Широкая полоса тектонических дислокаций АдычаТарынского коллизионного шва охватывает как структуры Нерской (преддуговый прогиб), так и Адыча-Эльгинской (пассивная континентальная окраина) складчатых зон. Этот шов рассматривается [126] в качестве одноименной деструктивной зоны земной коры (ДЗЗК), расположенной во внешней части Верхоянского складчато-надвигового пояса, приуроченной к участку сочленения его Янского сектора с Кулар-Нерским сланцевым поясом.

Деструктивная зона, связанная с Адыча-Тарынским коллизионным швом имеет вытянутый облик в соответствии с его простиранием. В ней выделены [126] три участка со средней и высокой степенями деструкции на фоне ареала низкой степени деструкции, четко фиксирующие положение коллизионного шва. В региональном плане Адыча-Тарынская металлогеническая зона приурочена к северной части эпицентральной части Верхоянского регионального минимума амплитудой до 130 мгл, который отождествляется с верхнемантийным разуплотнением [107]. Эпицентр плюма на поверхности выражен Оймяконской тектонической структурой, включая Тарынский субвулкан. Мощность земной коры в пределах Адыча-Тарынской зоны не более 35 км. Предполагается, что верхоянский терригенный комплекс мощностью до 10 км непосредственно залегает на раннедокембрийском кристаллическом фундаменте, а палеозойский карбонатный комплекс развит фрагментарно во фронтальных частях ВерхояноКолымской орогенной области.

Бергер В.И., Стогний и др., [15; 107] АдычаТарынскую металлогеническую зону рассматривают как сформированную в пределах одноименного трога, сложенного толщами аргиллитов и алевролитов с редкими линзами песчаников, образовавшегося в результате раздвижения блоков пассивной континентальной окраины. Предполагается, что структуры кристаллического фундамента, схема строения которого разработана на основе среднечастотной составляющей гравитационного поля, играли решающую роль в формировании Адыча-Тарынского трога.

Бадранское рудное поле расположено на юго-западном ответвлении (палеораздвиг кристаллического фундамента) Адычанской гравитационной аномалии, представленной цепочками коррелируемых малоамплитудных гравитационных максимумов, и приуроченной к Адыча-Тарынскому коллизионному шву. Существование крупных пологих надвигов в районе относительно слабо дислоцированных отложений Адыча-Эльгинской зоны (Юрский, Бадран-Эгеляхский) указывает на главенствующую роль горизонтальных перемещений в создании общей структуры юго-западного сектора Адыча-Тарынского коллизионного шва. В Нерской зоне в это время складчатости подвергаются уже деформированные и кливажированные толщи.

Триасовые толщи Нерской зоны находятся в аллохтонном залегании и под ними предполагается наличие отложений Адыча-Эльгинской зоны. Складчатость 3-й генерации, вероятно, имела место в неокоме. В последующее время активное складкообразование смещается к западу в сторону Сибирской платформы. В районе Адыча-Тарынского коллизионного шва в связи с продолжающимся общим сжатием формируются сначала крупные левые сдвиги, а затем правые северозападного простирания и сопряженные с ними субширотные сдвиги, сопровождающиеся характерными коническими складками с крутыми шарнирами. Предполагается, что формирование Бадранского месторождения происходило одновременно с формированием надвиговых структур, а золотосульфидных месторождений (Сарылах, Сентачан) Адыча-Нерской металлогенической зоны – сдвигов [122]. Наложение сдвиговых деформаций на более ранние надвиговые структуры и межпластовые рудные тела привело к возникновению рудных структур комбинированной морфологии.

2.2 Карийское и Пильненское месторождения Рассматриваемые месторождения приурочены к Монголо-Охотскому глубинному разлому (Рисунок 2.3).

Монголо-Охотский глубинный разлом в настоящее время рассматривается как коллизионный шов (сутура), по которому сочленяются Сибирский кратон и Монголо-Охотский подвижный пояс [41]. Многолетними исследованиями в его пределах установлены широкое развитие офиолитов, шарьяжно-надвиговый стиль тектонического развития в мезозое [29; 30; 68; 102], а также показано, что западная его часть представляет собой шовную структуру, отделяющую Яблоновый кратонный террейн от турбидитового Монголо-Охотского.

Ю.А. Зорин с соавторами [42] указали на закономерную связь проявлений золоторудной минерализации, возникших в юрское время, с постколлизионными породными комплексами, приуроченными к надвиговым структурам МонголоОхотской сутуры. По данным Гордиенко И.В., Кузьмина М.И. [23], окончательное становление структур золоторудных месторождений, первоначально возникших в другой геодинамической обстановке на значительном удалении от современного положения сутурной зоны, связано с длительным процессом формирования Монголо-Охотской сутуры, с ее аккреционно-коллизионной и постаккреционной историей.

С.В. Максиков [70] и И.Г. Рутштейн [96] выяснили, что толщи пород ононской и кулиндинской свит, широко развитые в Монголо-Охотском коллизионном шве и считавшиеся ранее стратифицированными подразделениями рифея или среднего палеозоя, являются динамометаморфитами. Была установлена пространственная приуроченность многих золоторудных месторождений к Агинско-Борщовочному динамометаморфическому поясу, составной частью которого является Пришилкинская ветвь Монголо-Охотского шва [95].

Рисунок 2.3 – Схема размещения изученных золоторудных полей в западной части Монголо-Охотского коллизионного шва.

Использована карта террейнов [151] 1-5 – террейны: 1 – кратонный Яблоновый (ЯБ), 2 – океанические (ШЛ – Шилкинский, АБ – Абага), 3 – островодужный Еравнинский (ЕР), 4 – турбидитовые (БР – Баргузинский, МО – Монголо-Охотский с субтеррейнами: АГ – Агинским и ДР – Даурским), 5 – шельфовый Аргунский (АР); 6 – Монголо-Охотский коллизионный шов и зоны: I – Пришилкинская, II – Онон-Туринская; 7 – золоторудные месторождения и проявления: 1 – Пильненское, 2 – Карийское, 3 – Молодовское, 4 – Погромное, 5 – Дыбыксинское, 6 – Илинское.

Карийское и Пильненское месторождения находятся в пределах Пришилкинской ветви Монголо-Охотского коллизионного шва, одновременно являющейся составной частью Агинско-Борщовочного динамометаморфического пояса, выделенного И.Г. Рутштейном [96]. По данным А.Н. Демина и др. [30], коллизионный шов имеет длительную тектоническую историю развития – от позднего рифея до мела. В позднем рифее – раннем палеозое он формировался в условиях активного растяжения. В это время происходило правосдвиговое смещение по нему блоков земной коры. В раннекаменноугольную– раннетриасовую эпоху Монголо-Охотский шов и оперяющие его разломы испытывали деформацию сжатия. В позднем мезозое в зоне коллизионного шва формируются серии надвигов и взбросов (Рисунок Процессы 2.4).

надвигообразования особенно интенсивно проявились в позднеюрское–меловое время. Синхронно с ним формировалась основная часть рудных скоплений на Карийском, Пильненском и других месторождениях золота в Восточном Забайкалье.

Позднемезозойский структурный каркас Пришилкинского звена МонголоОхотского глубинного разлома, созданный продольными и поперечными разрывами и ассоциирующими с ним магматическими образованиями, интерпретируются как проявление сдвиговой природы Монголо-Охотского шва, а структуры рассланцевания и бластомилонитизации служат выражением шовного сдвига [72].

Рисунок 2.4 – Геологический разрез Монголо-Охотского коллизионного шва 1-2 – меланжево-олистостромовый (хаотический) комплекс: 1 – конгломератоподобные динамокластиты, псаммитовые и алевропсаммитовые катаклазиты, слагающие матрицу хаотического комплекса (“туфогенно-осадочные” породы шадоронской серии – J3), 2 – мраморизованные доломиты, доломитизированные известняки с прослоями слюдистоуглеродистых милонитов, слагающие крупные глыбы хаотического комплекса (“быстринская свита” С1); 3 – гранодиориты, граниты, гранодиоритпорфиры амуджикано-сретенского комплекса – J3; 4 – гранито-гнейсы борщовочного (?) комплекса – J2-J3; 5 – аргиллитоподобные милониты, псаммитовые и брекчиевые катааклазиты (“чачинская свита” – J1); 6-7 – комплекс пород Молодовской офиолитовой зоны Pz-Mz: 6 – серпентиниты, 7 – зеленокаменные сланцы по основным эффузивам, эпидот-актинолитовые, актинолит-хлорит-альбит-кварцевые динамометаморфиты, кварциты, железистые кварциты, мраморизованные известняки (кулиндинская и ононская свиты Pz); 8 – габбро-анортозиты, пироксениты, диориты, габбродиориты, гранодиориты, граниты – PR1; 9 – могочинская метаморфическая серия - AR1 (грвнитизированные кристаллосланцы, амфибол-биотитовые гнейсы, амфиболиты); 10 – границы офиолитовой зоны; 11 – надвиги; 12 – Карийское золоторудное поле.

3 СТРУКТУРЫ РУДНЫХ ПОЛЕЙ МЕСТОРОЖДЕНИЙ

3.1 Структура Бадранского рудного поля Специальное изучение структуры Бадранского поля с участием автора диссертации проводилось в 90-е годы группой научных сотрудников под руководством А.В. Татаринова. Позднее они осуществлялись В.Ю. Фридовским для разведанной зоны Надвиговой, с которой связано богатое [129] промышленное оруденение. Амузинский В.А. и Иванов Г.С. [4] отнесли Бадранское месторождение к раннеколлизионным месторождениям ЯноКолымского металлогенического пояса, в то время как В.Ю. Фридовский считает его позднеколлизионным. При этом, им, как и А.В. Татариновым и Л.И. Яловик [120; 110], предполагается длительное развитие рудообразующих процессов:

накопление рассеянных концентраций Au в триасовой толще Верхоянской пассивной континентальной окраины и последующие его мобилизация и рудоотложение при динамометаморфизме в процессе позднеюрскоранненеокомовой коллизии северо-восточной окраины Северо-Азиатского кратона и Колымо-Омолонского супертеррейна.

Месторождение принадлежит к умеренно-сульфидной золото-кварцевой формации промышленного сульфидно-кварцевого типа, локализованного в пологих разломах [7].

К этому типу отнесены также рудопроявления:

Емельяновское, Мастахское, Самыр, Дорожное (Кула), Надеждинское, Танинское, Стан (Верхнеиндигирского района). В.Ю. Фридовский считает, что Бадранское месторождение приурочено к дуплексу сжатия левых сдвигов (12х1,3 км), сопровождающего транспрессионную Адыча-Тарынскую присдвиговую структуру (Мугурдах-Селириканская зона разрывов представляет ее внешнюю юго-западную зону). Амплитуда горизонтального перемещения по плоскости Бадран-Эгеляхского взбросо-сдвига оценивается примерно в 800 м.

Общая структура рудного поля определяется двумя сложно сопряженными чашеобразными системами чешуй ранних пологих надвигов (Рисунок 3.1), хорошо выраженных дешифрируемыми кольцевыми орографическими структурами (Рисунок 3.2). В области сочленения позднее сформировалась главная рудоносная структура поля зона Надвиговая – фрагмент БадранЭгеляхского разлома Мугурдах-Селириканской зоны разрывов. Синхронно с ней процессами образования руд, но в меньших масштабах, были охвачены шовные зоны ранних пологих надвигов и срывов.

Рисунок 3.1 – Структурно-геологическая схема и разрезы Бадранского золоторудного поля [110] 1 - кремовые массивные, участками рассланцованные и милонитизированные (иногда с псевдотахилитами) карбонат-альбит-гидрослюдистые псаммитовые и алевропсаммитовые катаклазиты; 2 - то же серой окраски; 3 - черные массивные углеродсодержащие гидрослюдисто-карбонат-альбитовые роговиковоподобные динамометаморфиты шовных зон ранних надвигов; 4 - черные милониты рудных зон с вторичным графитом и S-образным кливажем; 5 - конгломератоподобные тектонобрекчии; 6 - кварцевые жилы Северо-Западной рудной зоны; 7 - рудные зоны надвиговых швов, представленные углеродсодержащими милонитами с кварцевымим жилами и прожилками (а - прослеженные выработками, б закартированные в маршрутах); 8 - предполагаемые надвиги; 9 - предполагаемые крутопадающие разрывные нарушения; 10 - номера рудных зон; БД-1 -Бадранская рудная зона № 1, БД-2 - Бадранская рудная зона № 2, ЮВ - Юго-Восточная рудная зона, СЗ - СевероЗападная рудная зона, Н - Надвиговая рудная зона.

Рисунок 3.2 – Система чашеобразных надвиговых чешуй Бадранского рудного поля на схеме дешифрируемых локальных кольцевых аномалий [7] 1 – кольцевые орографические структуры, фиксирующие надвиговые швы; 2 – разрывы; 3 – разведанный отрезок зоны Надвиговой.

Дуплексовые структуры лозанж участками переходящие в [31], терригенный тектонический (автокластический) меланж – в основном слагают северо-западный и юго-восточный фланги зоны Надвиговой (Рисунок 3.1). Блоки, будины зон лозанжа и меланжа сложены массивными и полосчатыми псаммитовыми катаклазитами, а цементирующий их матрикс состоит из пород милонитовой фации, иногда окварцованных.

В формировании структуры Бадранского рудного поля выделяется 2 этапа и несколько стадий (Рисунок 3.3). Ранний (I) этап – первичный линейный кливаж течения, совпадающий с плоскостями напластования пород, маркирующий пологие надвиги и послойные срывы ранней генерации. По классификации Ф.Ф.

Третьякова [123] – это тип послойного селективного кливажа, широко распространенный в осадочных комплексах Верхоянской пассивной континентальной окраины, переходящий в зонах разломов сдвигового характера в приразломный крутопадающий сквозной кливаж. С кливажом течения связано образование полосчатости за счет перераспределения первичного углеродистого вещества из пластов осадочных пород в трещины кливажа и швы надвигов.

Кливаж течения сопровождался образованием складок волочения и брахиформных складок F1 с одновременным формированием кливажа их осевых плоскостей (S1).

Рисунок 3.3 – Схема формирования структуры Бадранского рудного поля 1 – полосчатость; 2 – оси антиклиналей; 3 – оси синклиналей; 4 – рудная зона Надвиговая; 5 – трещины; 6 – направление деформаций; 7 – линии разрезов.

Полосчатость в зоне Надвиговой наблюдается фрагментарно, так как затушевана наложенной сланцеватостью. Сланцеватость является одним из основных структурных элементов зоны Надвиговой (Рисунок 3.4). Она выражена дезинтеграцией пород от грубого рассланцевания до тонкого разлистования. По отношению к полосчатости сланцеватость может занимать различное положение от субпараллельного до секущего. Ориентировка сланцеватости самая различная.

Обычно наблюдаются структурные узоры или складчатой S-образной конфигурации (формы кренуляционного кливажа [123]). По отношению к контактам Надвиговой зоны сланцеватость ведет себя по-разному, образуя с ними различные углы пересечения (0-90о). Со сланцеватостью связано образование тектонобрекчий в шве зоны Надвиговой (Рисунки 3.4, 3.5).

Рисунок 3.4 – Схема последовательного развития сланцеватости (А и В – в тонкополосчатых катаклазитах, Б – в грубополосчатых катаклазитах) 1 – тонкополосчатые катаклазиты; 2 – грубополосчатые катаклазиты; 3 – сланцеватость; 4 – тектоническое разлинзование.

Рисунок 3.5 – Формы проявления тектонических брекчий а – дезинтеграция полосчатых псаммитовых катаклазитов в начальной стадии; б – разлинзованные, упорядоченные брекчии; в – брекчия с обломками 1 м; г – брекчированная складчатая структура; д – неупорядоченная брекчия в одной из тектонических пластин шва зоны Надвиговой; 1 – катаклазиты; 2 – сланцеватость; 3 – кварцевые жилы; 4 – трещины; 5 – шарниры складок.

Тектонические брекчии представлены обломками псаммитовых катаклазитов различного размера (от долей см до нескольких метров) и различной степени окатанности (от угловатых до линзовидных), сцементированные рассланцованным материалом. В зависимости от текстуры подвергшихся дроблению пород и от интенсивности процесса брекчирования наблюдаются различные формы проявления тектонических брекчий от простого растрескивания до тектонического разлинзования и линеаризации. Брекчированию подвергались отдельные “пропластки”, пакеты полосчатых пород или мощные блоки массивных псаммитовых катаклазитов. В отдельных случаях тектоническое брекчирование приводит к образованию мелкоблокового линзовиднопластинчатого меланжа.

Тектоническое брекчирование пород наблюдается повсеместно не только в самой зоне надвига, но и в его крыльях. Блок брекчированных массивных псаммитовых катаклазитов отмечается на северо-западном фланге разведанной части зоны Надвиговой, в лежачем ее крыле. Здесь же, в висячем крыле часто отмечаются линзы и пакеты линеаризованной (упорядоченной) тектонобрекчии.

Складчатые структуры развиты как по полосчатости, так и по сланцеватости.

Принадвиговые складки (Рисунок 3.6), развитые в полосчатых породах, наиболее отчетливо выражены в висячем крыле надвига. Это, как правило, асимметричные, наклонные или опрокинутые на юго-запад, нормальные до изоклинальных складчатые структуры. Наблюдаемые в выработках размеры складок имеют первые метры. В то же время, различная, но достаточно выдержанная по простиранию полосчатость указывает на наличие складок больших размеров с размахом крыльев десятки и сотни метров. Пологие крылья складок имеют азимут падения 100-150 15-45о, что соответствует элементам залегания пород в висячем блоке надвига. Крутые (подвернутые) крылья складок характеризуются элементами залегания 40-70 30-90о, близкими к элементам залегания лежачего блока.

Рисунок 3.6 – Типичная форма принадвиговых складок в зоне Надвиговая 1 – полосчатость; 2 – прослои и будины песчаников; 3 – сланцеватость; 4 – трещины; 5 – шарнир складок.

В грубополосчатых катаклазитах часто наблюдаются срывы по плоскостям полосчатости или осевым поверхностям складок, что приводит к образованию структур торцового сочленения различно ориентированной полосчатости.

Складки, развитые по сланцеватости, наблюдаются, в основном, в пределах шва зоны Надвиговой. Обычно это асимметричные, дисгармоничные структуры, как правило, с трудом идентифицируемые при непосредственных наблюдениях из-за интенсивной хаотичной перемятости пород.

Трещины скола являются одним из основных элементов структуры зоны Надвиговой, имеют слабоволнистую или плоскую форму, выдержанную по падению и простиранию. Обычно по ним развиваются зеркала скольжения, глинка трения и окварцевание. По этим трещинам происходит ограничение как самой зоны со стороны лежачего и висячего боков, так и ее отдельных пластин, а также рудоносных кварцевых жил. В общем случае они являются секущими относительно сланцеватости и полосчатости, причем последние подгибаются вблизи трещин с образованием S-образных узоров взбросового (надвигового) типа (Рисунок 3.7). По трещинам скола также нередко отмечаются разграничения пластин с различно ориентированной сланцеватостью (Рисунок 3.8). В структуре зоны трещины имеют кулисное расположение (при затухании одной трещины, выше или ниже ее появляется другая).

Рисунок 3.7 – Взаимоотношения трещин скола со сланцеватостью (зона Надвиговая, штольня № 400) а-б – трещины скола разделяют пластины с различно ориентированной сланцеватостью; в – в отдельной пластине сланцеватость ориентируется параллельно ограничивающим трещинам; г – надвигание по трещине брекчиевидных пород на рассланцованные; 1 – псаммитовые катаклазиты, 2 – сланцеватость, 3 – развальцованная брекчия, 4 – трещины скола.

Рисунок 3.8 – Характер окварцевания в зоне Надвиговая 1 – кварц; 2 – рассланцованные милониты; 3 – трещины.

Кварцевые жилы и прожилки распределены в зоне Надвиговой неравномерно, образуя участки различной насыщенности: от практически полного отсутствия кварца до мощных кварцево-жильных столбов. Формы проявления жил достаточно разнообразны. Отмечается прожилковое окварцевание, неправильные и линзовидные кварцевожильные обособления, плитообразные жилы, сложные жилы и т.п.

Из всего разнообразия жильных форм, в зависимости от контролирующих структурных элементов, можно выделить три их основных типа:

I тип – жилы, контролируемые трещинами скола;

II тип – жилы и прожилки, контролируемые сланцеватостью;

III тип – прожилки, контролируемые трещинами отрыва.

Часто наблюдаются сложные жилы, обусловленные сочетанием первого и второго типов, реже, первого, второго и третьего типов.

Жилы первого типа обычно выдержаны по мощности и элементам залегания, имеют плитообразную форму. С ними связывается промышленно значимое оруденение месторождения Бадран.

Имеют следующие особенности внутреннего строения:

– четкие прямолинейные или слабоволокнистые контакты, как правило, секущие сланцеватость;

– развитие полосчатых текстур в кварце (особенно в приконтактовых частях);

– ориентировка останцов (реликтов) вмещающих пород субпараллельно контактам. Отмечаются факты прослеживания с постепенным затуханием останцов в виде полос в кварце, что позволяет рассматривать полосчатость как теневую структуру, образованную при замещении кварцем рассланцованных параллельно контактам жилы пород.

На выклинивании жил обнаруживается постепенный переход жилы в зону окварцевания, где ориентировка сланцеватости в ксенолитах имеет секущее взаимоотношение с жилоограничивающими трещинами. Наблюдается резкое выклинивание жилы при развитии крутонаклонной к жиловмещающим трещинам сланцеватости (Рисунок 3.9).

Рисунок 3.9 – Характер выклинивания жилы кварца в зоне Надвиговой Условные обозначения смотри рисунок 3.

8.

Жилы второго типа характеризуются линзовидной, четковидной или сигмоидальной формой, не выдержаны по мощности и элементам залегания.

Имеют следующие особенности:

– контакты жил как четкие, так и постепенные, практически всегда волнисто изогнуты параллельно сланцеватости вмещающих пород;

– текстура кварца полосчатая, линзовидно-полосчатая. Полосчатость может ориентироваться как параллельно контактам, так и приобретать секущие взаимоотношения с ними, образуя, нередко, складкоподобные узоры;

– жилы, как правило, насыщены останцами вмещающих пород вытянутой и изогнутой параллельно контактам форм. Часто наблюдаются и другие, самые разнообразные, в том числе и складкоподобные формы останцов.

Основным фактором, определившим морфологию кварцевых жил второго типа является сланцеватость. По-видимому, формирование этих жил происходило путем выполнения полостей отслоения с частичным замещением рассланцованных пород в процессе развития пластических деформаций.

Во многих случаях наблюдаются сложные кварцевые жилы, сочетающие в себе признаки жил первого и второго типов. Этот факт свидетельствует в пользу того, что при формировании жил первого и второго типов не было значительного разрыва во времени. С другой стороны, различные реологические условия жилообразования (первый тип контролируется хрупкими или квазихрупкими, а второй пластическими деформациями) указывают на определенную

– последовательность в проявлении жил.

Сначала в рассланцованных и милонитизированных породах возникли жилы первого типа, а позже по сколовым трещинам (с замещением раннего кварца) образовались жилы 2-го типа.

Прожилки третьего типа отмечаются фрагментарно по всей зоне. Они быстро выклиниваются, имеют неровные, извилистые, но четкие контакты. По возрасту близки к жилам первого типа.

Совокупность перечисленных структурных элементов образует внутреннюю структуру зоны Надвиговой. В целом зона характеризуется линзовидно-пластинчатым строением. Отдельные пластины, ограниченные продольными трещинами скола, как правило, имеют свой структурный узор, обусловленный различной ориентировкой пластически деформированной сланцеватости и полосчатости, а также проявлением брекчевидных текстур.

Общая линзовидно-пластинчатая модель в каждом конкретном участке зоны может проявляться по-разному.

Выделено два типа структурных парагенезисов:

рудный и безрудный. Их характеристика приведена в таблице 3.1, а графическая модель показана на рисунке 3.10.

Рисунок 3.10 – Типы двух основных структурных парагенезисов зоны Надвиговой.

I тип – безрудный, II тип – рудный 1 – породы, вмещающие зону Надвиговую; 2 – рассланцованные и милонитизированные катаклазиты; 3 – кварц; 4 – тектонические трещины.

–  –  –

Переинтерпретация материалов структурного изучения зоны Надвиговой на основе концепции ячеек расплющивания была осуществлена С.С. Шакиным [135]. Им выделено 2 ячейки расплющивания, в центральных частях которых наблюдаются малые (1-10-я) складки, шарниры которых в основном параллельны надвиговому шву. Анализ стереограммы трещиноватости показал, что в центральных частях ячеек расплющивания стереограмма имеет максимум, отвечающий напряженному состоянию сдвига вдоль плоскости надвига.

Напряженное состояние – близкое к чистому сдвигу. При приближении к краевым частям ячейки ориентировка трещин сначала приобретает вид конуса вокруг оси сжатия, затем зоны пластического течения и, наконец, в участке отслоения между ячейками отмечена ориентировка трещин, соответствующая напряженному растяжению (конус вокруг оси растяжения). В участках разгрузки на границе ячейки расплющивания, по мнению С.С. Шакина, локализуются рудные столбы, ориентированные длинными осями субпараллельно перемещению по надвигу.

3.2 Структура Карийского золоторудного поля Структура Карийского поля в той или иной степени изучалась многими исследователями. В связи с тем, что на протяжении многих десятилетий поиски золота на его площади ограничивались главным образом кварцево-жильным типом (жилы участка Новинка), а генезис связывался с функционированием гидротермальной системы, продуцируемой гранитоидами амуджиканосретенского комплекса, специализированные структурные исследования были акцентированы с одной стороны на выявление тектонических условий формирования жильных и прожилково-жильных руд, а с другой стороны – элементов строения “рудно-магматических систем” их зональности [58; 59].

Поисково-разведочные и добычные работы, проведенные в конце XX столетия, позволили получить новый фактический материал по геологическому строению Карийского рудного поля, который не укладывался в рамки прежних представлений. По этой причине была составлена новая геологическая карта рудного поля [112] и по-новому интерпретирована его структура.

Структура Карийского рудного поля – производная его чешуйчатонадвигового строения. Самой крупной надвиговой структурой (структура 1-го порядка) является Карийско-Богочинский надвиг, ограничивающий аллохтонную пластину, фрагменты подошвы которой, представленные мощной (до 100-150 м) зоной автокластического меланжа и тектонобрекчий, выходят в руслах рр. Кара и Лев. Богоча. Эта чашеобразная структура, протяженность которой, судя по разрезу (Рисунок 3.11) в северо-восточном направлении, составляет около 10 км, служит естественной границей Карийского поля по латерали и на глубину.

Автохтон сложен метаморфическими и магматическими породами гранитзеленокаменной области докембрийского фундамента и возможно океанической коры (офиолитовая ассоциация). Породы аллохтона преимущественно представлены фанерозойским комплексом гранитоидов, в меньшей степени породами докембрийской толщи. Все изученные объекты золоторудного поля (зоны, залежи) сосредоточены в аллохтонной пластине, имеющей максимальную толщину около 1,5 км. Аллохтонная пластина с разной степенью интенсивности, в различных ее частях расчешуена серией надвигов, пологих срывов, нередко многошовных, которые и образуют структурный каркас Карийского поля.

Наиболее крупные из них Ивановский, Таратушихинский и Право-Карийский.

На северном фланге рудного поля, в чешуе, ограниченной Право-Карийским надвигом, зафиксировано эрозионное окно размером в плане 3,4х1,5 км, в котором закартированы выходы пород автохтона, представленные диоритами, плагиогранитами, пироксенитами, габброидами.

Рисунок 3.11 – Геолого-структурная схема и разрез Карийского золоторудного поля [38] 1 - четвертичные обломочно-песчано-глинистые отложения (а - с убогой золотоносностью, б отработанные богатые россыпи золота); 2 -нижнеюрские эффузивные и туфогенные образования (куйтунская свита); 3 - мезозойские граниты Амуджикано-Сретенского комплекса;

4-5 – нижнепротерозойские породы: 4 - диориты, габбро-диориты; пироксениты: 5 плагиограниты, гранодиориты, кварцевые диориты; 6 - архейские гнейсы, кристаллосланцы амфиболиты: 7-8 – разрывы: 7 - пологие надвиги, 8 - крутопадаюшие сдвиги: а - установленные, б - предполагаемые; 9-12 –золотоносные надвиговые структуры: 9-10 – меланж: 9 - линзовиднопластинчатый, 10 - блоковый; 11 - золотоносный блок габброидов в автокластическом меланже;

12 - минерализованные швы малоамплитудных надвигов и срывов.

1 - V – детально изученные рудные участки: I - Амурская дайка, II - Сульфидный, III Новинка, IV - Дмитриевский, V - Волгинский. Арабскими цифрами и буквами (В 4 и др.) указаны золоторудные зоны. Цифры в кружках - надвиги: 1 - Карийско-Богочинский, 2 - ПравоБогочинский, 3 - Ивановский, 4 - Таратушихинский, 5 - Право-Карийский.

По максимальной степени дислоцированности аллохтонной пластины надвиговыми структурами на площади Карийского поля выделяется два участка.

Первый участок (3,5х4 км) совпадает с площадью распространения Волгинских проявлений золота (участок V на рисунке 3.11). Здесь, на западном фланге КараЧачинского покрова – лополита, сложенного преимущественно гранитами Амуджикано-Сретенского комплекса, надвиги северо-восточного и юговосточного падений расчленили рудовмещающую толщу на ряд будинообразных блоков и глыб размерами до 1500х400х150 м таким образом, что структура данного участка в общем виде может рассматриваться как среднеблоковый автокластический меланж.

Второй участок, площадь которого включает рудные участки Дмитриевский, Новинка и Сульфидный, в структурном плане представляет собой сочетание чешуйчатой структуры, элементы которой образуют в целом чашеобразную тектоноформу, и среднеблокового автокластического меланжа (участок Новинка), подобного таковому на первом участке. В этой связи, структурные модели участков Волгинских и участка Новинка весьма сходны, несмотря на различия в составе рудовмещающих пород.

Для Дмитриевского участка характерными тектоническими структурами являются многошовные надвиги (срывы). Пример такого типа структуры – многошовный надвиг, вскрытый при бурении скв. 382 на интервале 185-330 м.

Здесь на отрезке скважины 145 м среди пород габбро-диоритового ряда при документации керна обнаружено 9 пологих надвиговых швов (эшелонированный скол), мощностью от 1,5 до 6 м, выполненных полосчатыми милонитами и псевдотахилитами, развитыми по S-образному кливажу. Предшественниками замерялись крутые углы падения этого кливажа, но не учитывались пологие ограничители швов. В результате этого ошибочно интерпретировалась структура участка Дмитриевского и в целом Карийского поля (“блоково-клавишная модель”). Практически на всех участках Карийского рудного поля встречены одношовные надвиги или элементарные сколы, нередко наложенные на зоны автокластического меланжа.

Кроме отрезков надвиговых структур с крутыми углами падения, крутопадающие сдвиговые тектонические нарушения, рассекающие чешуи, блоки и будины аллохтонной пластины Карийского поля, также являются рудоносными.

Распространение их на глубину ограничено шовными зонами надвигов. Они хорошо изучены предшественниками на примере участка Новинка [59; 58].

Специальными структурными исследованиями было установлено, что ранее крутопадающие разрывы представляют собой трещины скола и отрыва, возникшие в результате действия тектонических сил сжатия в северо-западном направлении. По этим трещинам происходили правосторонние взбросо-сдвиговые перемещения. Трещинные полости большей частью выполнены бластомилонитами, раскристаллизованными псевдотахилитами, рудными динамометаморфитами.

Для поздних трещин скола отмечается тектонический план, характеризующийся одноосным субгоризонтальным сжатием в северо-восточном направлении. Смещение по ним происходило по типу горизонтального сдвига.

3.3 Структура Пильненского золоторудного поля По мнению Залуцкого В.В., Летунова С.П. основной [38; 39], рудоконтролирующей структурой Пильненского рудного поля является зона регионального Пильненского разлома субширотного простирания. В пределах месторождения этот разлом сопровождается многочисленными оперяющими системами разрывных нарушений второго порядка. Считается, что Пильненский разлом является структурой древнего заложения и имеет сдвиговую природу.

Правостороннее сдвиговое перемещение по нему оценивается в 750-900 м.

Пильненская зона разлома обладает северным падением при сравнительно пологих углах (40-45о). В.В. Залуцкий и С.П. Летунов определяют его как правый взбросо-сдвиг. В месте пересечения Пильненским разломом восточного контакта массива гранитоидов эти авторы отмечают аппарат эруптивных брекчий размером 100х250 м. Брекчии представлены остроугольными обломками вмещающих пород, сцементированных дацитами.

Как показали исследования последних лет [110; 138] Пильненское рудное поле относится к шарьяжно-надвиговому тектонотипу. Его структура определена как минерализованная зона среднеблокового автокластического меланжа;

участками мелкоблоковой и линзовидно-пластинчатой морфологии. Зона автокластического меланжа представляет собой подошву в значительной степени эродированного шарьяжа, сложена разноразмерными (от 1500х1000 до 250х100 м) блоками, линзами и будинами местных пород (Рисунок 3.12). Местами размер последних не превышает первых метров и десятков сантиметров. В составе пород преобладают биотитовые граниты, гранодиориты и лейкограниты. Реже встречаются небольшие блоки и будины габбро, амфиболитов, габброанортозитов, габбро-диоритов, диоритов. Цементирующий матрикс автокластического меланжа представлен брекчиевыми и псаммитовыми катаклазитами, милонитами, бластомилонитами, аргиллизитами, редко псевдотахилитами. Динамометаморфическим преобразованиям в подошве шарьяжа были подвергнуты те же самые породы, которые перечислены выше.

Рисунок 3.12 – Схема геологического строения и разрез Пильненского рудного поля 1 - биотито-роговообманковые граниты с останцами габбро, диабазов, амфиболитов; 2 биотитовые граниты; 3 - аплитовидные кварц-альбитовые динамометаморфиты (раскристаллизованные псевдтахилиты и милониты); 4 - аподиоритовые динамометаморфиты типа лейкогранитов; 5-6 – матрикс автокластического меланжа: 5 - сложенный преимущественно тектонобрекчиями, слаборудоносный, 6 - преимущественно псаммитмилонит-аргиллизитового состава с промышленным оруденением штокверкового типа; 7 дезинтегрированный фрагмент зоны автокластического меланжа, отработанный как русловая золотоносная россыпь; 8 - аллювиальные отложения р.

Кары; 9 - надвиги; 10 - линии разрезов.

Блоки первичных пород, в различной степени гранитизированных, слагающие зону автокластического меланжа, входят в состав толщи Пришилкинской ветви зеленокаменного пояса, представленной амфиболовыми и пироксеновыми гнейсами, метакоматиитами, метапикробазальтами и метабазитами джорольской, кулиндинской и ононской свит, телами пироксенитов, габбро, анортозитов. Рассматриваемая группа в той или иной степени гранитизированных пород зеленокаменного пояса ранее была включена в Пришилкинский гипербазит-габбро-диоритовый комплекс Обычно [73].

катаклазированные породы диоритового ряда (диориты, кварцевые диориты, гранодиориты, биотит-роговообманковые, биотитовые граниты) являются продуктами гранитизации основных пород (ортоамфиболиты, габбро). Диориты и гранодиориты состоят из плагиоклаза (40-60%) олигоклаз-андезитового состава, биотита (до 12%) и новообразованных биотита (вторичного), актинолита (5-15%), калишпата (5-15%), эпидота. Часто встречаются реликтовые обломки минералов исходных пород (андезин, роговая обманка, клинопироксен). Рифейские биотитроговообманковые и близкие к ним по составу биотитовые граниты большей частью сильно катаклазированы. Наименее измененные их разновидности сложены кварцем (23-27%), плагиоклазом (46-51%), калишпатом (12-15%), биотитом (лепидомелан) с роговой обманкой (9-15%). С процессами катаклаза связано образование порфиробластов биотита, андалузита и ортоклаза (редко микроклина), а также обособлений эпидота, актинолита, сфена, серицита и пирита. Лейкограниты (“аляскиты”) мезозойского возраста (J2-3?) отнесены нами к раннему динамометаморфическому комплексу, возникшему за счет докембрийских пород диоритового ряда. Типоморфной для них является широко распространенная ассоциация альбит + гранат + мусковит, возникшая при динамометаморфическом (механохимическом) преобразовании плагиоклаза и биотита. В цементирующем матриксе тектонического меланжа значительным распространением пользуются дайкоподобные породы, относимые многими исследователями к поздним фациям Аманакского и Амуджикано-Сретенского гранитоидных комплексов. Среди них ими выделены “гранит-порфиры”, “гибридные порфиры”, “аплиты”, “лампрофиры”, “грорудиты”, “спессартиты”.

Однако детальное петрграфическое изучение этой группы пород показало [81;

что, несмотря на внешнее сходство с названными петротипами 138], плутонических, субвулканических и вулканических, генезис их динамометаморфический. Их следует относить к бластокатаклазитам, бластомилонитам, в различной степени раскристаллизованным псевдотахилитам.

Аналогичные типы горных пород широко распространены в линеаментных зонах Алтае-Саянской складчатой области. Происхождение их объясняется “сложным сочетанием механизмов сдвига и катаклаза” [132]. Гранитоподобные динамометаморфиты весьма характерны для штокверкового Игчульского молибденового месторождения в Хакасии [9]. Динамометаморфический комплекс, слагающий матрикс и отдельные трещины в реликтовых блоках тектонического меланжа Пильненского поля, представлен брекчиевыми и псаммитовыми катаклазитами, милонитами и бластомилонитами, динамосланцами, раскристаллизованными псевдотахилитами. Возраст его формирования по данным Rb-Sr датировки бластомилонитов (“грорудитов”, “гибридных порфиров” и др.) составляет 120 млн лет [104].

4 ДИНАМОМЕТАМОРФИЧЕСКИЕ КОМПЛЕКСЫ РУДНЫХ ПОЛЕЙ И

МЕСТОРОЖДЕНИЙ: ЛИТОЛОГО-ПЕТРОГРАФИЧЕСКИЙ СОСТАВ И

МИНЕРАЛОГО-ГЕОХИМИЧЕСКИЕ ОСОБЕННОСТИ

4.1 Бадранское месторождение Согласно традиционным представлениям о геологическом строении Бадранского месторождения [3] рудовмещающая толща представлена верхнетриасовыми (нижненорийскими и верхнекарнийскими) алевролитопесчаниковыми отложениями верхоянского комплекса, подвергнутых региональному термальному метаморфизму зеленосланцевой фации. Позднее [7;

120; 110] породы, слагающие рудное поле, стали рассматриваться как динамометаморфический комплекс, сформированный по первичным углеродсодержащим терригенным толщам, характеризующихся повышенным геохимическим фоном золота [49; 53]. Была установлена временная и пространственно-генетическая связь между динамометаморфизмом, тектоникой и рудообразованием. Неизмененные или слабоизмененные тектонометаморфическими процессами алевролито-песчаниковые отложения верхнего триаса Адыча-Эльгинской зоны расположены за пределами границ Бадранского поля (Рисунок 3.1), где мощность карийского яруса (хонукская и турахская свиты) достигает 2000 м, а норийского (сюрампинская, быйтахская, черняйская и былыньинская свиты) – 5000 м. В пределах рудного поля неизмененные терригенные породы практически отсутствуют, будучи в той или иной степени преобразованными в динамометаморфиты катаклазитовой и милонитовой фаций и только сохранившиеся в катаклазитах реликтовые марказит, обломки осадочных пород эффузивов, редкие находки фауны указывают на их первичную природу.

Самой распространенной группой пород рудовмещающей толщи являются катаклазированные песчаники псаммитовые и алевропсаммитовые катаклазиты, тектонические брекчии раннеколлизионного этапа формирования Бадранского поля.

Псаммитовые катаклазиты (Рисунок 4.1) кварц-полевошпатового состава с преобладающей фракцией обломков 0,05-0,15 мм характеризуются угловатой, реже линзовидной формами зерен. Крупные обломки кварца и полевого шпата раздроблены и сцементированы перетертым материалом того же состава.

Первичный цемент в породе не сохраняется, структура вторичного цемента (12гранокластическая, состав альбит-кварц-слюдистый с примесью углеродисто-рудного вещества. Обломки, имеющие размеры 0,08-0,05 мм, в меньшей степени подвержены катаклазу и сохраняют черты исходной псаммитовой структуры. С периферии обломки кварца и плагиоклаза растворяются с частичной кристаллизацией вещества, пополняя цемент мелкоагрегатным субстратом того же состава. Начальная стадия катаклаза в песчаниках выражена не только дроблением отдельных частиц, но и полосчатостью, возникшей за счет раннего кливажа S1, сопровождающегося течением, уплощением и линзованием зерен, появлений обильных чешуй серицита, образованием систем поверхности скольжения, отложением углеродисто-рудного вещества (ранняя генерация) на поверхности разрыва между отдельными линзами и псевдослойками, появлением мелких зерен новообразованного мутного альбита и кварца (до 5%), зараженных включениями тонкой углеродисто-рудной пыли, слюды и пузырьков жидкости по трещинам спайности.

Состав алевропсаммитовых катаклазитов (Рисунок 4.2), преимущественно кремовой окраски, сходен с составом серых. В них широко проявлена наложенная минерализация (окварцевание, альбитизация, карбонатизация). По сравнению с обычными песчаниками содержание углеродисто-рудного вещества в катаклазитах алевролитового облика увеличивается в 3-5 раз. В них резко меняется форма обломков. Кварц приобретает угловатые, оскольчатые формы вследствие дробления. Отдельные обломки повернуты по оси относительно друг друга, фиксируя деформации вращения. Кварц имеет волнисто-пластинчатое угасание. Степень изменения минерала прямо пропорциональна степени изменения пород. Содержание кварца не превышает 20%.

Рисунок 4.1 – Псаммитовый катаклазит (“псевдопесчаник”) (шлиф, увел.

20х) Рисунок 4.2 – Карбонатизированный катаклазит (шлиф, увел. 20х) Полевые шпаты образуют обломки угловатой формы, нередко разобщенные микрозернистой массой альбит-хлорит-серицитового состава или мелкозернистыми агрегатами карбоната. Степень замещения зерен составляет 45первоначального объема. В породе распространены кислые плагиоклазы (олигоклаз) и калишпаты, вокруг слабо измененных индивидов нередки каймы нарастания альбита; повсеместно отмечается углеродисто-рудное вещество, сконцентрированное вдоль трещин спайности. Содержание полевых шпатов до 45%.

В обломках эффузивов отсутствуют структуры дробления, наблюдается общее удлинение частиц до веретенообразной формы и “растекание” их в тонкие плоские линзы, что обусловлено внутренней структурой зерен, состоящих из мелкоагрегатного округлого вторичного кварца, обладающего большей прочностью, чем цельное зерно. Обломки эффузивов, сливаясь с цементом, образуют мелкозернистую альбит-кварц-слюдистую массу, неоднородно пропитанную углеродисто-рудным веществом, нередко с примесью карбоната, в которую погружены обломки в разной степени измененных кварца и полевых шпатов. Текстуры алевролитоподобных катаклазитов по песчаникам весьма разнообразны: линзовидно-пятнистые, полосчатые, линзовидно-полосчатые, нередко осложненные микроскладками, микросмещениями. Все эти разновидности текстуры образованы исключительно углеродисто-рудным веществом, содержание которого увеличивается до 15% в тех участках шлифа, где хорошо видна приуроченность тонкозернистой черной минерализации к структурам деформаций. Состав углеродисто-рудного вещества в алеврокатаклазитах, судя по окраске пород после термообработки, более разнообразен, чем в слабо измененных песчаниках. Кроме сульфидов железа здесь появляются сульфосоли. Карбонат отмечается повсеместно, как в общей массе, так и в секущих жилках. Содержание его достигает участками до 20% на площадь шлифа. Форма зерен ксеноморфная редко ромбовидная. Карбонат большей частью переполнен углеродисто-рудным веществом, по составу он близок к ферродоломиту и железомагнезиальному кальциту, ассоциируя со слюдами, вторичным кварцем, альбитом.

Псаммито-алевролитовая текстура катаклазитов обусловлена неравномерным распределением обломков различных размеров (от 0,01 до 0,15).

Скопления псаммитовых участков резко сменяется участками, сложенными частицами алевролитовой размерности. Границы между ними нередко подчеркнуты слюдистой или кварцевой каймой. Постепенной же смены размерности частиц от слойка к слойку, как в осадочных породах, не наблюдается. Остроугольный оскольчатый кварц обладает волнистопластинчатым погасанием. Остроугольная форма частиц, как кварца, так и полевых шпатов, возникла при “катакластическом течении”. Первичные зерна раскалывались и претерпевали частичный поворот. Параллельная ориентировка обломков и вмещающей альбит-кварц-слюдистой массы определяет сланцеватую текстуру породы, приобретенную вследствие деформации (кливаж ранней генерации). Значительное развитие вторичных минералов слюды, кварца, альбита, углеродисто-рудного вещества, карбонатов свидетельствует о преобразовании осадочных пород в результате динамометаморфических процессов. Сохраняются реликты в виде микроблоков, микролинз и микробудин слабо измененных, но уже частично трансформированных песчаников.

Тектонобрекчии, нередко конгломератоподобные, образуют линзовидные вытянутые маломощные (первые сантиметры) тела в слабо катаклазированных песчаниках вблизи плоскостей надвигов.

Псефитовый (обломочный) материал представлен, как и в песчаниках, измененными эффузивами, кварцем и редко полевым шпатом. Размеры обломков 0,2-50 мм, границы ровные, но не всегда четкие по всей поверхности, размытые на контакте с цементом (Рисунок 4.3).

Эффузивы изменены нацело; в настоящее время имеют серицит-альбиткварцевый или хлорит-альбитовый состав. Цементирующий субстрат тектонобрекчий характеризуется гранобластовой структурой. В мелкозернистой гранобластовой матрице тектонобрекчий повсеместны порфиробласты кварца и альбита.

Обломки кварца подразделяются на 2 типа:

1) реликтовые обломки линзовидной формы, гранулированной структуры;

2) новоборазованные порфиробласты.

Плагиоклазы кристаллизуются в призмы с хорошо выраженными двойниками, по методу симметричного угасания определены как олигоклаз-альбиты.

Цемент гравелито-псаммитовый по составу слюдисто-карбонатный. В нем сохранились оскольчатые частицы кварца, в меньшей степени полевых шпатов и эффузивов, также замещенных альбит-кварцевым тонкозернистым агрегатом.

Содержание слюдисто-карбонатной составляющей на площадь шлифа (в цементе)

– 70%, кварца – 15%, полевых шпатов и эффузивов – 15%. Обломки кварца оскольчатые, основная их масса сконцентрирована вблизи округлых порфиробластов, характеризующихся расплывчатыми границами. Погасание кварца волнисто-пластинчатое, в отдельных индивидах отмечаются двойники давления. Полевые шпаты и эффузивы также в виде угловатых обломков располагаются кучно, концентрируясь вблизи друг друга, что свидетельствует об их образовании за счет раскола одного крупного зерна при катаклазе.

Пространство между этими мелкими обломками выполнено слюдистокарбонатной ассоциацией, что создает ложное впечатление о седиментационном происхождении псаммитовых частиц, погруженных в серицит-карбонатный цемент. С периферии полевые шпаты и эффузивы корродируются цементом, проникающим во внутрь зерен по трещинам.

Рисунок 4.3 – Тектонобрекчия (шлиф, увел. 20х)

Структурные взаимоотношения псаммитовых частиц со слюдистокарбонатной массой свидетельствует о наложенном характере последней.

Обломки конгломератоподобных брекчий, напоминающие гальку, состоят из катаклазитов, жильного кварца, сцементированных более мелкими (гравелистыми) обломками того же состава. Они обуглерожены по периферии, поэтому поверхности скорлуповатых ячеек, остающихся на месте извлеченных окатанных обломков, покрыты пленкой углеродисто-рудного вещества. Цемент в рассматриваемой разновидности динамометаморфитов гравелисто-псаммитовый, нередко разбит трещинами, которые выполнены тонкозернистым кварцем с примесью рассеянной углеродисто-рудной пыли или кварц-карбонатным гранобластовым материалом. В цементной массе наблюдается рост новообразованных округлых зерен (0,5-0,1 мм) кварца, альбита, замкнутых мельчайшими включениями углеродисто-рудной пыли. Конгломератоподобные микститы – надежный признак, позволяющий картировать надвиги.

Милониты или динамосланцы (аргиллиты, черные сланцы в легендах для карт предшественников) приурочены к зонам интенсивного рассланцевания и окварцевания и фиксируют плоскости надвигов. Визуально это черные слюдистые “сланцы” очковой (бластомилониты, Рисунок 4.4) и линзовидно-прожилковой текстуры. Микроскопически милониты представляют собой тонкозернистые породы, образовавшиеся при исключительно сильных деформациях катаклазитов.

Милонитизация сопровождается перекристаллизацией породообразующих минералов и ростом слюд, альбита, карбоната, пирита, кварца (Рисунок 4.5). В образовании милонитов проявляются движения скольжения по близко расположенным поверхностям (крутому кливажу поздних генераций), что и делает породу сильно сланцеватой. Минеральные ассоциации в породе соответствуют низким ступеням метаморфизма. В тонкой перекристаллизованной массе полевошпат-кварц-слюдистого состава нередко сохраняются реликтовые обломки частично перекристаллизованного прожилкового кварца (образованного в стадию кливажа течения), сложенного новообразованными округлыми зернами, ориентированными параллельно сланцеватости. Характерны новообразования изометричной формы в виде очков и линз, где контуры зерен ровные, форма округлая, угасание слабоволнистое, в отличие от реликтового кварца, испытавшего значительные изменения. Слюды кристаллизуются в мелкочешуйчатые агрегатные скопления вытянутой формы и крупные (0,3-0,5 мм) порфиробластические пластинки, контролирующие общую ориентировку минералов.

Милониты имеют черный цвет за счет интенсивной пропитки пород углеродисто-рудным веществом, обособленным в шнуровидные выделения, нередко содержащих кубический пирит (0,05-0,3 мм). Содержание углеродисторудного субстрата достигает 20-25%.

Геологическое значение милонитов на месторождении Бадран велико, с ними тесно ассоциирует продуктивный жильный кварц (Рисунок 4.5). Мощность зон милонитизации от первых сантиметров до первых метров. Милониты картируются как среди тектонизированных песчаников, так и в слабо измененных породах, приуроченных как к кливажу сланцеватости, так и к крутому кливажу, фиксирующему сдвиги.

Рисунок 4.4 – Порфиробласты кварца (белое) в милоните (шлиф, увел.

20х) Рисунок 4.5 – Милонит с включениями рудного кварца (шлиф, увел. 20х) Весьма своеобразны роговиковоподобные динамометаморфиты, выполняющие шовные зоны ранних надвигов, в которых были обнаружены реликты нераскристаллизованных стекол тектонического происхождения (псевдотахилиты) и прослежены изменения последних при раскристаллизации от аморфного состояния до роговиковоподобных “диоритов”, “плагиогранитов”.

Выделяется три разновидности псевдотахилитовых стекол. Первая окрашена в темно-серый с буроватым оттенком цвет (Рисунок 4.6). Стекло этого типа слабо раскристаллизовано. В нем обнаружены иголки рутила, включения углеродистого вещества, зерна магнетита, ильменита, сульфидов. Вторая разновидность – светло-серое стекло. В процессе его раскристаллизации часто образуется порода гранитного облика кварц-альбит-слюдистого состава (микрогранит).

Рисунок 4.6 – Темносерый псевдотахилит на контакте с катаклазитом (шлиф, увел.

20х) Третья разновидность – светлое стекло выполняет секущие трещинки. Оно очищено от темноцветных минеральных примесей. Дайки “гранитоидов” динамометаморфического происхождения это массивные мелко- и

– среднезернистые кварц-плагиоклазовые породы с реликтами слабо раскристаллизованного стекла, углеродисто-рудной пыли и слюды. Форма зерен изометричная, контуры их четкие, ровные. Состав: кварц – 35-50%. альбитолигоклаз – 30-40%, фельзитовая полураскристаллизованная масса – 5-10%, слюда и углеродисто-рудная “пыль” до 3%. Акцессорные минералы турмалин, рутил, циркон, апатит. Все они представлены идиоморфными кристаллами, иногда с включениями углеродисто-рудного вещества, что свидетельствует об их росте.

Наличие реликтового стекла (Рисунок 4.6, 4.7), значительного количества рутила, ильменита, магнетита, кальцита в ассоциации со стеклом, растущих (не корродированных) циркона, турмалина, апатита, продуктов микроликвации – шарообразных сульфидов, самородных металлов, оксидов и стекла прямо свидетельствует о происхождении этих своеобразных пород из расплава, возникшего in situ и, вероятно, практически не перемещенного.

Роговиковоподобные динамометаморфические породы широко развиты в зонах разломов среди докембрийских метаморфических толщ Северо-Западного Приладожья. По составу (клинопироксен-плагиоклаз-роговообманковые, биотитовые и гранат-биотитовые, кордиеритсодержащие) они близки к бластокатаклазитам, имеют с ними постепенные переходы. Предполагается, что формирование роговиковоподобных динамометаморфитов происходило в высокотемпературных условиях раньше бластокатаклазитов в результате рекристаллизации в условиях всестороннего давления в упругую стадию деформации [54]. Возможно, часть роговиковоподобных пород Бадранского поля имеет такое же происхождение.

Рисунок 4.7 – Роговиковоподобный динамометаморфит с частично раскристаллизованным стеклом (темно-серое) (шлиф, увел.

20х)

–  –  –

4.2 Карийское и Пильненское месторождения Скорректированная легенда к геолого-структурным и металлогеническим картам Карийского узла выглядит следующим образом:

– нижний архей – могочинская метаморфическая серия: гранитизированные роговообманковые и биотитовые плагиогнейсы, амфиболиты, кристаллические сланцы;

– нижний протерозой: пироксениты, горнблендиты, габбро-анортозиты, габбро-диориты, граниты неравномернозернистые до порфировидных;

– верхняя юра: гранодиориты, граниты, гранодиорит-порфиры амуджиканосретенского комплекса;

– мезозойский апогабброво-диоритовый динамометаморфический комплекс, возникший как следствие коллизионной тектоники.

В составе динамометаморфического комплекса выделены катаклазиты, тектонобрекчии, милониты, бластомилониты.

Продуктивный на золото динамометаморфический комплекс рассматривается как продукт тектонической переработки пироксенитов, габброанортозитов, габбро-диоритов и гранитов в шовных зонах надвиговых структур.

Взаимопереходы между динамометаморфитами, габбро-анортозитами и габбродиоритами хорошо наблюдаются в керне отдельных скважин. В первых почти повсеместно сохраняются реликты минералов исходных пород.

Характерными петрографическими особенностями пород динамометаморфического комплекса являются:

1) структуры, свойственные типичным метаморфическим породам – пойкилобластовая, фибробластовая, порфиробластовая, порфирокластовая, мозаичная, интерстиционная и др.;

2) текстуры – линейно-полосчатая, пятнистая, брекчиевидная, очковая;

3) развитие таких минералов как альбит, хлорит, серицит, актинолит, кварц, калишпат, турмалин, а также ассоциирующих с ними рудных минералов – арсенопирита, пирита, магнетита, молибденита, шеелита, висмутина, золота;

4) присутствие стекла.

С интенсивностью процессов динамометаморфизма прямо коррелируются масштабы оруденения.

Среди пород динамометаморфического комплекса наиболее распространенными являются катаклазиты псаммитового облика.

Минеральный состав катаклазитов отвечает составу кварцевых диоритов и гранодиоритов.

Их главными породообразующими минералами являются:

плагиоклаз (40-60%) олигоклаз-андезинового состава, биотит (до 12%), актинолит (5-15%), кварц (5-10%), ортоклаз (5-15%). В незначительных количествах отмечаются адуляр и мусковит. Повсеместно встречаются обломки реликтовых минералов первичных габброидных пород – андезина и роговой обманки.

Обнаружены единичные зерна моноклинного пироксена, несущие следы катакластического метаморфизма (дробление, кручение, грануляция). Подобные микроструктурные изменения в новообразованных минералах – актинолите, кварце и калишпате выражены фрагментарно. Образование катакластической структуры сопровождается перекристаллизацией межзернового пространства, обусловленной дроблением и частичной грануляцией периферийных участков зерен плагиоклаза и роговой обманки, а также появлением микрографических срастаний кварца с калишпатом, агрегатных скоплений хлорита, серицита, актинолита, эпидота и рудных минералов (магнетит, ильменит, пирит, арсенопирит). В ассоциации акцессорных минералов (сфен, циркон, апатит, шеелит) обычен коричневато-черный турмалин, содержание которого достигает 1%. Примечательной особенностью катаклазитов является наличие в них (доли процента) стекла псевдотахилитового происхождения. Стекло представлено частично раскристаллизованными или аморфными выделениями размером 0,01мм изометричной формы, темно-серой окраски с пористой поверхностью.

Под микроскопом полураскристаллизованное стекло выглядит как агрегат криптозернистой структуры альбит-хлорит-серицитового состава, который с трудом диагностируется. В образцах катаклазитов часто отмечаются единичные обломки (0,01 мм) коричневатого нераскристаллизованного полупрозрачного стекла с включениями пузырьков газа.

Вторая разновидность динамометаморфитов – брекчиевые катаклазиты или тектонобрекчии, ранее частично принимались за эксплозивные брекчии.

Тектонобрекчии встречаются значительно реже, чем псаммитовые катаклазиты.

Брекчиевая текстура этих пород часто затушевана наложенной кварцтурмалиновой, кварц-магнетитовой, калишпатовой минерализацией и обнаруживается лишь при микроскопических исследованиях. Среди динамометаморфитов надвиговых швов в золоторудных зонах это наиболее распространенная текстурно-структурная разновидность пород. Тектонобрекчии представляют собой типичную обломочную породу. Обломки, слагающие их, чаще всего имеют состав диоритов, гранодиоритов, в меньшей степени габбродиоритов и гранитов. Тектонобрекчии приурочены к зонам интенсивного катаклаза и дробления. Они подразделяются по размерам слагающих их обломков матрикса на грубозернистые и среднезернистые. Для них характерны линзовидноориентированная, пятнистая (собственно брекчиевая) текстуры, порфирокластовая (очково-линзовидная), пятнисто-ситовидная структуры.

Обломки могут быть представлены фрагментами однотипных, реже разнотипных пород, но, как правило, принадлежащих габбро-диоритовому комплексу. Чаще всего, тектонобрекчии определяются как катаклазиты диоритового и гранодиоритового состава. В этом случае обломки сложены порфирокластами полевых шпатов (калишпат и плагиоклаз), кварц-полевошпатовым агрегатом, редко кварцем. Типичные тектонобрекчии содержат остроугольные обломки диоритов, гранодиоритов, габбро-диоритов в количестве до 50%. Состав цемента весьма разнообразен. Он изменяется от слюдисто-кварц-магнетитового в апогаббровых тектонобрекчиях до слюдисто-актинолитового с примесью рудных минералов (магнетит, сульфиды) в габбро-диоритах и кварц-калишпатового с сульфидами и сульфид-кварц-турмалинового в гранодиоритах, характеризуясь количественными вариациями содержаний минералов, слагающих цементирующую массу.

Цемент избирательно обогащен рудными минералами:

магнетитом (1-5%), сульфидами (до 3%), гидроокислами железа (до 3-5%), в которых обнаруживаются включения молибденита, висмутина, блеклой руды, золота и таких самородных элементов как мышьяк, висмут. В нем установлены псевдотахилитовые стекла серой и бурой окрасок, идентичные стеклам из псаммитовых катаклазитов. Тектонобрекчии формируют прерывистые линейные, линзовидно-линейные обособления в шовных зонах надвигов, ассоциируя с псаммитовыми катаклазитами. Между ними наблюдаются постепенные переходы.

Мощность тел тектонобрекчий варьирует от десятков сантиметров до первых метров, иногда до первых десятков метров при значительной протяженности.

Тектонобрекчии являются рудоносными породами, ими сложена значительная часть золоторудных зон.

С породами катаклазитовой фации динамометаморфизма пространственно ассоциируют милониты, бластомилониты, гиаломилониты, псевдотахилиты.

Милониты образуют тела небольшой мощности (первые метры) среди тектонобрекчий и псаммитовых катаклазитов. Состав их преимущественно серицит-кварц-альбитовый. В виде тонких прожилков в милонитах содержатся гидроокислы железа (2%). К милонитовой фации (бластомилониты) отнесены хлорит-актинолитовые породы с порфиробластами микроклина. Из реликтовых минералов в них обнаружены плагиоклаз и роговая обманка. Плагиоклаз сохраняет форму своих зерен при динамометаморфизме, реликты которых часто обнаруживаются в мелких зернах актинолита. Содержание последнего достигает 35-40%. Роговая обманка в милонитах почти полностью замещена актинолитом, а последний в свою очередь – частично замещен хлоритом. Часть хлорита корродирует реликты зерен плагиоклаза и биотита. Значительный объем (12-15%) в этих породах занимает микроклин, образующий порфиробласты, содержащие включения роговой обманки и плагиоклаза. По спайности зерен калишпата выделяются веретенообразные индивиды кварца, составляющие 15% их объема.

В некоторых породах милонитовой фации содержится серицита – 3 -5%, кварца – 10%, альбита – 80%, черного турмалина до 1%, сульфидов до 1%.

Сульфиды нередко окислены, а серицит замещен гидрослюдой, образующей тонкие полоски и в целом определяющей полосчатую текстуру пород. В рассматриваемой группе пород широко распространены обломки стекла, частично раскристаллизованного в альбит-кварцевые с рудной “пылью” агрегаты.

Структура милонитов гранобластовая, текстура массивная, полосчатая. В бластомилонитах порфиробласты в основном представлены микроклином, реже кварцем и турмалином. Их содержания варьируют от 3 до 15%. Милониты и псевдотахилиты пространственно тяготеют к телам псаммитовых катаклазитов и тектонобрекчий, близких по составу к кварцевым диоритам, гранодиоритам, габброидам.

При микроскопическом изучении некоторых бластомилонитов можно наблюдать как отдельными участками просвечивает габбро-диабазовая структура, образованная идиоморфными призмами плагиоклаза в срастании с гипидиоморфными призматическими зернами роговой обманки. Хорошо видно как на эту первичную структуру накладываются альбит-хлорит-актинолитовые агрегаты. Бластомилониты по габбро-диабазам часто обогащены сульфидами (до 3 объемных %). В них отмечено присутствие кварца с матовой поверхностью, магнетита, рутила, апатита. Структура милонитов данной разновидности фиброгранобластовая, гранобластовая, пойкилобластовая, порфиробластовая.

Текстура массивная, участками линейно-полосчатая за счет развития процессов амфиболизации и хлоритизации по тонкому кливажу породы. Бластомилониты и раскристаллизованные псевдотахилиты ошибочно картировались как дайки диабазовых и диоритовых порфиритов, гибридных порфиров, лампрофиров. При диагностике этих пород ранее не обращали внимания на такой факт, что многие “дайки” в зонах автокластического меланжа окаймляют в виде оторочек глыбы габброидов и диоритов, повторяя криволинейные очертания их поверхности.

Милониты, развивающиеся по гранодиоритам, по составу соответствуют двуполевошпатовым лейкогранитам и визуально могут быть приняты за магматические породы гранитного ряда или песчаники. Они часто обладают очковой текстурой. Матрикс милонитов лейкогранитового облика сложен кварцем и полевым шпатом, обладает мозаичной структурой. Размеры зерен этих минералов 0,1-0,3 мм. Текстура рассматриваемых пород – массивная, реже полосчатая. В их однородном матриксе выделяются порфиробласты (0,5-1,0 мм) дипирамидального кварца (до 7%), в меньшей степени (до 3%) – микроклина (размер до 1 мм).

Роговообманковое габбро (плагиоклаз – 5,5%, роговая обманка – 15-20%) на контакте с бластомилонитами катаклазировано. Катаклаз проявлен в интерстициях в виде незначительной грануляции. При этом формируется обломочно-мозаичная структура. Внутри бластомилонитовых оторочек сохраняются обломки (порфирокласты) плагиоклаза и роговой обманки, погруженные в милонитовый матрикс мозаичной структуры. Обломки минералов исходной породы постепенно замещаются растущими порфиробластами актинолита и калишпата. Последний замещает обломки гранулированного плагиоклаза. Границы порфирокластов подчеркиваются скоплениями магнетита и реже сульфидов.

При динамометаморфизме пироксенитов возникает ассоциация минералов, состоящая из амфибола, раскисленного плагиоклаза (до олигоклаза), турмалина, карбоната, соссюрита, магнетита и пирита.

Весьма своеобразны милониты, образующиеся по габбро-анортозитам. Они состоят из олигоклаза (60-65%), актинолита (по роговой обманке), биотита.

Присутствуют также редкие (до 3%) зерна розового калишпата в срастании с деформированным плагиоклазом, а также молочно-белого кварца. По трещинам развиты прожилки карбоната. Из акцессорных нерудных минералов в этих милонитах установлены сфен и коричневый турмалин, а из рудных – магнетит (15%), гематит (2%), пирит, халькопирит. Там, где проявились процессы тектонического рассланцевания и катаклаза, габбро-анортозиты переходят в биотит-плагиоклаз-кварц-калишпатовые породы, в разной степени сульфидизированные. В габбро-анортозитах и диоритах (“серые гнейсы”) крутопадающие слабо раскристаллизованные жилки псевдотахилитов, внешне напоминающие фельзиты. Весьма широко распространены в значительной степени раскристаллизованные псевдотахилиты кварц-полевошпатового, калишпатового состава, с турмалин-сульфидной минерализацией.

Псевдотахилиты нередко брекчированы, будучи сцементированы серым халцедоновым кварцем. Они большей частью ассоциируют с бластомилонитами.

Отдельные криптозернистые разновидности частично раскристаллизованных псевдотахилитов внешне выглядят как аплиты. Они состоят из тонких зерен кварца и мельчайших лейст альбита, погруженных в стекло черно-бурой окраски, содержащей “пыль” рудного вещества. Аналогичные по текстурно-структурным характеристикам, но с различными вариациями петрографического состава породы динамометморфического комплекса установлены и в других золоторудных полях Монголо-Охотского шва.

Среди геологов, изучающих золотое оруденение Пришилкинской зоны, отмечается полное единодушие относительно источников золота, за счет которых были сформированы месторождения Карийское, Пильненское, Ушумунское и др.

В качестве таких источников указываются выходы древних (Ar2-PR1) пород зеленокаменного пояса, включающие амфиболиты, гнейсы и кристаллосланцы, диоритоподобные породы (“серогнейсовый” комплекс). В коллизионном шве фрагменты этих пород ассоциируют с телами реститовых ультрабазитов, относимых некоторыми исследователями [23; 29; 41; 42] к офиолитам. На площади Карийского поля тела этих пород широко развиты как в автохтоне и аллохтоне, так и в составе зон тектонического меланжа.

Ю.Ф. Мисником и В.В. Шевчуком [73] большая часть данной группы пород выделена в отдельный гипербазит-габбро-диоритовый комплекс, в состав которых включены пироксениты, горнблендиты, габбро-нориты, габбро, габбро-диориты, диориты. Метабазиты зеленокаменного пояса обычно рассматриваются в составе джорольской и кулиндинской свит известных стратиграфических схем МонголоОхотского орогенного пояса. Породы диоритового ряда “серогнейсового” комплекса являются продуктами гранитизации амфиболитов. Останцы последних фиксируются повсеместно.

Ю.П. Евсеевым [32] детально изучена геохимическая специализация древних пород зеленокаменного пояса и различных гранитоидов Пришилкинской зоны. Повышенной золотоносностью обладают метабазиты (амфиболитовая и эпидот-амфиболитовая фации метаморфизма) и породы “серогнейсового” комплекса (Таблица 4.2).

–  –  –

Эти породы широко представлены на Карийском рудном поле. Среди золотоносных пород основного состава Карийского поля, обладающих наиболее высокой фоновой золотоносностью и частично вольфрамоносностью, отмечаются базальтовые коматииты (Таблица 4.3, анализы 9, 10), образующие единую серию с основными магматитами толеитового типа. Помимо высокого уровня фоновой золотоносности, породы этой серии геохимически специализированы на Cr, Ni, Zn, Cu, Pb. В этой связи следует отметить, что в литогеохимических пробах из делювия в районе тела амфиболитов у пос. Молодовска установлены содержания Сr до 0,5 мас.% и Ni до 0,7 мас.%.

Породы золотоносного динамометаморфического комплекса наследуют рудно-геохимические особенности и вещественный состав в целом исходных пород зеленокаменного пояса. Из них важную группу представляют в различной степени раскристаллизованные псевдотахилиты, с которыми пространственно и генетически связаны многие золоторудные зоны, залежи. Поскольку предшественниками эти породы ошибочно отнесены к обычным вулканическим и субвулканическим дайкам, на их характеристике остановимся более подробно.

Однако, прежде всего, отметим следующее. Псевдовулканические дайковые породы вулканического облика, аналогичные по структурно-текстурным и вещественным характеристикам Карийским “гибридным порфирам”, “лампрофирам”, “диоритовым порфиритам”, “грорудитам”, не являются редкостью. В частности, они широко развиты в региональных линеаментных зонах (сутуры, глубинные разломы, зоны смятия) Алтае-Саянской складчатости области, где они долгое время рассматривались как вулканические образования и только после специального изучения [132] была установлена их динамометаморфическая природа. Особенно большое их количество зафиксировано на рудных месторождениях. Так, например, в пределах Березовско-Белоусовского рудного поля Иртышской зоны смятия “порфиры” и “порфироиды” динамометаморфического генезиса, принятые за метавулканиты, занимают до 40% его площади. Многие их разновидности, как и псевдопорфиры Карийского поля, характеризуются содержаниями SiO2 80-85%, что превышает пределы, допустимые для магматических образований риолитового состава.



Pages:   || 2 |

Похожие работы:

«Руководства Пользователя Руководство по печати/сканированию Для правильной и безопасной эксплуатации внимательно прочитайте Информацию о безопасности в руководстве Руководство по копиру перед использованием данного аппарата. Введение Данное руководство содержит подробные инструкции по эксплуатации и прим...»

«ЗАКОН УКРАИНЫ О МЕЖДУНАРОДНОМ КОММЕРЧЕСКОМ АРБИТРАЖЕ С изменениями и дополнениями, внесенными Законами Украины от 15 мая 2003 года N 762-IV, от 6 сентября 2005 года N 2798-IV ( Ведомости Верховной Рады Украины, 1994, № 25, ст. 198 ) ( Ведомости Верховной Рад...»

«Правильная организация режима дня. Правильная организация режима дня – важный фактор, влияющий на здоровье ребенка. Для ребенка раннего возраста режим является основой воспитания. На протяжении первых трех лет жизни работоспособность нервной систе...»

«Праведность возвышает народ, а беззаконие бесчестие народов Воскресение России Христианская газета Выпуск №9, Март, 2013 "Так говорит Господь Бог: Я не хочу смерти грешника, Я В этом хочу, чтобы он оставил свой путь и был жив!" номере: (Пророк Иезекииль, глава 33) ".корень всех зол – сребролюбие" далее на стр.2 "Завтра я иду домой!" далее...»

«."и-гша. ЛИХОВ, дер.,. Ре Л Р Н Тю1иЛЕпарХ домъ ЧтеШ Я В Ъ 0бі ес любит, дух. просвщенія. " ' ™ 571. ЕПАРХІАЛЬНЫЯ ВЕДОМОСТИ. Иы.чоднп, е ж е н е д е л ь н о по в о с к р е с I f J Подписи" принимается въРедакціи но Укн ы м ъ д н я м ]...»

«ЦЕНТР НАУКОВИХ ПУБЛІКАЦІЙ ЗБІРНИК НАУКОВИХ ПУБЛІКАЦІЙ "ВЕЛЕС" ІІ МІЖНАРОДНА КОНФЕРЕНЦІЯ "ВЕСНЯНІ НАУКОВІ ЧИТАННЯ" (м. Київ | 28 квітня 2016 р.) 1 частина м. Київ – 2016 © Центр наукових публікацій УДК 082 ББК 94.3 ISSN: 6827-2341 Збірник центру наукових публікацій "Велес" за матеріалами ІІ міжнародної н...»

«Author: Митрофанов Владимир Сергеевич Кемер в объятиях ночи И ненавижу ее и люблю. “Почему же?” ты спросишь. Сам я не знаю, но так чувствую я и томлюсь. Валерий Катулл, римский поэт, I век до н.э.  Д...»

«www.auctionvestnik.ru № 343 (05.293) пятница, 26 мая 2017 г. СЕГОДНЯ В НОМЕРЕ Как превратить закупочную деятельность из аврала в систему Выписка из ЕГРЮЛ в электронной Раздел...»

«_ RUSSIA The circulation of this report has been strictly limited to the members of the Trialogue Club International and of the Centre russe d’tudes politiques. This issue is for your personal use only. Published monthly in Russian and in English by Trialogue Company Ltd. Issue № 2 (206)...»

«НОВОУЛЬЯНОВСКИЙ ШИФЕРНЫЙ ЗАВОД ЛИСТЫ АСБОЦЕМЕНТНЫЕ ГОСТ 3034012 ВОЛНОВЫЕ Семиволновый лист СВ 40/150 Хризотилцементный кровельный шифер недорогой, легкий в монтаже и один из самых известных кровельных материалов. Лист семиволновой профиля 40/150 Характеристики Условное обозначение 40/150 1750х1130х5,8 40/150 1750х1130х5,2 Длина,...»

«Случайные заметки (Ленин)/I Материал из Викитеки — свободной библиотеки Случайные заметки (Ленин) Перейти к: навигация, поиск Случайные заметки — I. Бей, но не до смерти Оглавление II. Зачем ускорять превратность времен? автор Владимир Ильич Ленин Дата со...»

«Приложение №9 к решению наблюдательного совета от "27" апреля 2009 г., Протокол № 6 б/д Зарегистрировано 14 мая 2009 г. государственный регистрационный номер 4 0 4 0 0 0 0 4 T ФСФР России _. РЕШЕНИЕ О ВЫПУСКЕ ЦЕННЫХ БУМАГ ГОСУДАРСТВЕННАЯ КОРПОРАЦ...»

«МИНИСТЕРСТВО ОБРАЗОВАНИЯ ИРКУТСКОЙ ОБЛАСТИ ОБЛАСТНОЕ ГОСУДАРСТВЕННОЕ БЮДЖЕТНОЕ ОБРАЗОВАТЕЛЬНОЕ УЧРЕЖДЕНИЕ СРЕДНЕГО ПРОФЕССИОНАЛЬНОГО ОБРАЗОВАНИЯ "ИРКУТСКИЙ ТЕХНИКУМ МАШИНОСТРОЕНИЯ ИМ. Н.П.ТРАПЕЗНИКОВА" АННОТАЦИЯ ПРОГРАММ УЧЕБНЫХ ДИСЦИПЛИН И ПРОФЕССИОНАЛЬНЫХ МОДУЛЕЙ...»

«188Ы "201-6В50 ЧАВАШ АССР ИИЧЕТ ЛЕТОПИСЁ ЛЕТОПИСЬ ПЕЧАТИ ЧУВАШСКОЙ АССР Выходит ежеквартально 3/85 ч • А ГОСУДАРСТВЕННЫЙ КОМИТЕТ ЧУВАШСКОЙ АССР ПО Д Е Л А М ИЗДАТЕЛЬСТВ, ПОЛИГРАФИИ И КНИЖНОЙ ТОРГОВЛИ ГОСУДАРСТВЕННАЯ КНИЖНАЯ ПАЛАТА ЧУВАШСКОЙ АССР ЛЕТОПИСЬ...»

«Туристическое Меню Туристический Обед Цена за комплекс 550 рублей ВОСТОЧНЫЙ МЯСНОЙ ТРАДИЦИОННЫЙ МЯСНОЙ Салат "Гармония" (180 гр.) Салат "Гузель" (180 гр.) Борщ "по-сибирски" (250 гр.) Суп "Шурпа Хамир-ОШ" (250 гр.) Бефстр...»

«А.Н. АСАУЛ, В.К. СЕВЕК, Ч.С. МАНЧЫК-САТ, Р.М. СЕВЕК УПРАВЛЕНИЕ ЗАТРАТАМИ И КОНТРОЛЛИНГ УПРАВЛЕНИЕ ЗАТРАТАМИ; КОНТРОЛЛИНГ В СИСТЕМЕ УПРАВЛЕНИЯ ОРГАНИЗАЦИЕЙ ФГБОУ ВПО "Тувинский государственный университет" А.Н. АСАУЛ, В.К. СЕВЕК, Ч.С. МАНЧЫК-САТ, СЕВЕК Р.М.УПРАВЛЕНИЕ ЗАТРАТАМИ И КОНТРОЛЛИНГ Учебник Кызыл Печатается по решению Учебно-метод...»

«Секция 4: Защита окружающей среды, безопасность и охрана труда на предприятиях риалов, защитных покрытий, уменьшение коррозионной активности среды, катодная защита металлов, протекторная защита металлов и т.д. Литература.1. Пожарная безопасност...»

«МАНТЭКЧИА УИЛЬЯМ У. ВЭЙ ВСЕЛЕНСКОЕ ЦЕЛИТЕЛЬНОЕ ДАО Уровни 1-6 (jl •COCDUЯ" 2О14 Перевод с английского под ред. А. Костенко Чиа Мантэк, Уильям У. Вэй Вселенское Целительное Дао: Уровни 1-6 / Перев. с англ. М.: ООО Книжное издательство "Софию), 201...»

«1. Проблемы Ленинского округа обсудил мэр Иркутска на встрече с ветеранами 2. Сбербанк предлагает сто идей для открытия своего дела "с нуля"3. Валентин Нелюбов вступил в должность начальника ГУ МЧС России по Иркутской области 4. В Братске судебные приставы конфисковали 300 кг лома цветных металлов 5. Иркутяне увидят более 200 предметов...»

«Скоростная система сканирования SPRINT™ Качественно новый уровень скорости сканирования Исключительно высокая точность, обеспечивающая полное трехмерное измерение детали Уникальные возможности и области применения Система SPRINT™ – инновационный контроль процесса обработки Устран...»

«Annotation Всем последователям различных духовных путей — всем тем, кто своей мудростью, верой и состраданием помогал мне в моем путешествии домой. Моим родителям, которые самозабвенно заботились обо мне и никогда не отвергали своего странного сына. Моему гуру, который...»

«Руководство по эксплуатации Меры безопасности и другие ограничения при эксплуатации прибора • Прибор следует установить на сухой горизонтальной поверхности защищенной от попадания прямого солнечного света.• Калибратор чувствителен к солнечному излучению и должен хранит...»

«www.tirmethod.ru 19 Горящих Вопросов о Трейдинге и Форексе. Ответы Экспертов. На все вопросы ответил Михаил Шишмарев, успешный трейдер и разработчик Метода Ритмических Импульсных Целей (Тирметод). Автор обучающего курса по трейдингу. Руководитель группы трейдеров VipForex Group и проект...»










 
2017 www.book.lib-i.ru - «Бесплатная электронная библиотека - электронные ресурсы»

Материалы этого сайта размещены для ознакомления, все права принадлежат их авторам.
Если Вы не согласны с тем, что Ваш материал размещён на этом сайте, пожалуйста, напишите нам, мы в течении 1-2 рабочих дней удалим его.