Геодинамика и металлогенические особенности Муйского золоторудного района

ний Муйского района по этапам развития, сделанный на основе теории тектоники ли-тосферных плит, позволяет несколько по-новому подойти к характеристике их фор-мационной принадлежности (рис. 2,3).

Рис. 1. Схема внутреннего строения Байкало-Муйского супертеррейна.

Составил А.Т. Корольков с использованием материалов Н.Л. Добрецова

В архее и раннем протерозое в пределах древней Муйской глыбы сформировались амфиболиты и двупироксеновые гнейсы усть-муйской толщи, кристаллические сланцы и гнейсы илеирской свиты, гнейсы и мраморы люнкутской свиты. Первые две толщи отвечают формации фемического профиля (протоокеаниче-ской), третья - формации сиалического профиля (шельфовой зоны протоконти-нента).

Архей-раннепротерозойский илеир-ско-люнкутский магматический комплекс в составе одноименных осадочно-метаморфогенных толщ Муйской глыбы сложен пласто- и штокообразными телами метабазитов, амфиболитов, гранитогней-сов, гранитов. Наиболее вероятно, что пла-стообразные тела метабазитов и амфибо-

литов (?) соответствуют протоокеаниче-ским обстановкам и принадлежат реликтам зеленокаменного пояса.

В целом можно сказать, что в карельский этап сформировалась гранит-зеленокаменная область в пределах древней Муйской глыбы.

Верхнерифейские образования в окаймляющих Муйскую глыбу складчатых структурах представлены базальт-андезит-риолитовой килянской толщей, кристал-лосланцево-риолитовой бамбукойской свитой, кристаллосланцево-карбонатной верх-небамбукойской свитой. Суммарная мощность осадочно-вулканогенных толщ составляет около 1900 м. Их можно отнести к вулканогенной килянской островодуж-ной формации.

Кроме того, в краевых частях Муй-ской глыбы ранее выделялись фрагменты протоплатформенных прогибов. В низовьях р. Тулдунь они представлены метапес-чаниковой (кедровская свита) и гнейсо-кристаллосланцевой (усть-тулуинская свита) формациями, в среднем течении р. Витим развиты кварцито-кристалло-сланцевая (даинская свита) и песчано-сланцевая (орловская свита) формации. В северной части Муйской глыбы развиты нерасчлененные вулканогенно-карбонат-но-терригенные осадки (парамская серия). Мощность протоплатформенных отложений - около 6000 м.

Условно все эти образования можно также отнести к килянской островодужной формации. Н.Л. Добрецов [3] в составе ки-лянской серии различает два комплекса - с олистостромовыми горизонтами и с кислыми метавулканитами.

Отложения верхнерифейских (?) межгорных прогибов наблюдаются в Усть-Келянской и Тулуинской впадинах, приуроченных к Келянской зоне глубинных разломов, а также в Падринской впадине -вдоль Падринской зоны разломов. Они представлены пестроцветной эффузивно-молассовой и терригенной песчано-сланцевой формациями (шумнинская, ту-луинская, падроканская, сидельтинская свиты). Во впадинах картируются синкли-

нальные и антиклинальные структуры. Вблизи разломов, ограничивающих впадины, наблюдаются крутые углы падения крыльев складок. К центру впадин в ядерных частях складок залегание осадков становится пологое (15-20о). Кроме того, во впадинах отмечаются надвиги и пологие трещины, залеченные субгоризонтальными телами гранитов и кварцевыми жилами с золото-сульфидной минерализацией. Все эти складчато-разрывные деформации во

впадинах имеют наложенное раннепалео-зойское происхождение.

Вероятно, отложения межгорных прогибов можно отнести к континентальной рифтогенной формации.

Позднерифейский парамский комплекс гипербазитов, сложенный серпентинитами, серпентинизированными перидотитами, дунитами и пироксенитами, большинством исследователей вслед Н.Л. Доб-рецовым [3] отнесен к офиолитам красно-

Е£Ь Г.",]'

а 6

И*

Рис. 2. Схема структурно-вещественных комплексов Муйскогорайона.

Составлена автором с использованием материалов И.А. Охотникова, Н.Л. Добрецова, А.Н. Булгатова (Коваленко, Корольков и др., 1995): 1 - архей-раннепротерозойские комплексы Шуйской и Чарской глыб; 2-4 - позднепротерозой-ские офиолитовые и островодужные комплексы габброидов (2), серпентинизированных дунит-гарцбургитов (3) и терригенно-вулканогенных пород (4); 5-6 - палеозойские окраинно-континентальные и коллизионные комплексы доломитов и известняков (5) и гранитоидов (6); 7-кайнозойские отложения; 8-9 - разломы: субвертикальные сдвиги (8) достоверные (а) и скрытые под рыхлыми отложениями (б), взбросы и надвиги (9). Цифрами в квадратах на карте обозначены массивы: 1 - ультрабазитов «Каалу», 2 - Сунуекитский габбро-диоритовый, 3 - Усть-Килянский ультрабазитовый, 4 - Парамский ультрабазитовый, 5 - Якутский габброидный, 6 - Молодежнин-ские ультрабазитовые, 7 - Кедровский габбро-анортозитовый, 8 - Шаманский ультрабазитовый. Цифры в кружках - номера структурных диаграмм

Рис. 3. Схематические геологические разрезы к рис. 2

по С.Н. Коваленко, А.Т. Королькову и др. (1995): 1 - конгломераты с прослоями песчаников; 2- тектонический меланж. Остальные условные обозначения см. на рис. 2.

морского типа.

Венд-кембрийские терригенно-карбонатные породы в пределах Байкало-Муйского супертеррейна выполняют Хо-лоднинскую, Анамакито-Мамскую и На-маминскую грабен-синклинали. В пределах Муйского золоторудного района расположены две последние грабен-синклинали. В Анамакит-Мамской синклинали развито трехкратное чередование песчано-сланцевых отложений и карбонатов олдокитской, туколомийской и коок-тинской свит. Намаминская грабен-

синклиналь образовалась в месте разветвления Намаминского глубинного разлома. В ее пределах терригенные отложения представлены турикской свитой венда, существенно карбонатные - бирамьинской свитой нижнего кембрия, карбонатные конгломераты и песчаники - ирокиндин-ской свитой средне-верхнекембрийского возраста. В северной и центральной частях Муйского золоторудного района развиты преимущественно карбонатные золотов-ская и янгудская свиты кембрия.

Нижнепалеозойские преимущественно карбонатные породы кембрия являлись, по-видимому, перекрывающим комплексом для Байкало-Муйского супертеррейна; они формировались в мелководном море на субконтинентальной коре.

Стратифицированные образования разбиты разломами и прорваны интрузиями гранитоидов преимущественно конку-деро-мамаканского комплекса.

Муйский условно поздневендский комплекс, представленный породами габб-ро-плагиогранитового ряда, вероятно, тесно связан с островодужной формацией ки-лянской толщи. Возможно, его можно считать сшиваюшим комплексом при аккреции Килянского островодужного террейна и Муйского кратонного террейна (глыбы) либо комплексом активной континентальной окраины.

Раннепалеозойский конкудеро-

мамаканский комплекс, который состоит из биотитовых, биотит-амфиболовых гранитов, слагающих крупную Конкудеро-Мамаканскую купольную структуру [11] в западной части площади, можно считать коллизионным. Эти гранитоиды образовались после причленения Байкало-Муйского супертеррейна к Сибирской ли-тосферной плите. Однако не исключено, что часть гранитоидов конкудеро-мамаканского комплекса возникла под влиянием плюма (субщелочные и щелочные разности).

Кайнозойские отложения Муйской впадины, которая разделяет территорию Муйского золоторудного района на две части (Северо-Муйский и Южно-Муйский), относятся к типичной континентальной рифтогенной формации. Муй-ская впадина входит в состав крупной внутриконтинентальной Байкальской риф-товой системы.

В геодинамическом плане Байкало-Муйский офиолитовый пояс по представлениям Н.Л. Добрецова сформировался в палеобассейне типа современного Красного моря. О его ширине судить трудно, очевидно, она была небольшой. Выделяется внутренняя и внешняя зона узкого палео-

кеана. В первой зоне массивы габброидов и ультрабазитов тесно связаны с комплексом субпараллельных даек диабазов и покровами метабазальтов, то есть с обычными составными частями пород офиолито-вого ряда. Во второй зоне преобладают протрузии гипербазитов и интрузии габбро в сиалической вмещающей среде, так называемые «будин-плутоны» (см. рис. 1).

В Байкало-Муйском палеоокеане (по аналогии с одноименным офиолитовым поясом) существовали островные дуги, кратонный террейн и, вероятно, к началу его закрытия, задуговые или междуговые бассейны. Осевой части палеоокеана, очевидно, соответствует ранне-средне-рифейский Нюрюндаканский океанический террейн. Возможно, что закрытие па-леокеана началось с восточной части (в современных координатах), где наиболее распространены породы островодужных формаций. На время формирования килян-ской островодужной толщи в позднем ри-фее глубокофокальная зона, очевидно, погружалась под Муйскую глыбу (кратонный террейн), не исключено, что последняя имела в то время большие размеры [2]. Амальгамация позднерифейского Килян-ского островодужного террейна с Муйской глыбой произошла перед вендом [1].

Примерно в это же время, в позднем рифее, с восточной стороны Муйской глыбы (в современных координатах) развиваются офиолиты Парамского океанического террейна. Вероятно, они образовались в задуговом (или междуговом) бассейне, разделявшем Муйскую глыбу и кратон. По составу и строению островодужных комплексов и их фундаментов В.И. Переляев [12] выделяет для позднего рифея энсима-тическую Мамакано-Янгудскую и энсиа-лическую Киляно-Сунуекитскую дуги. Нами предлагается выделять позднери-фейскую энсиалическую Килянскую и эн-симатическую Каралонскую островные дуги и соответствующие им террейны. Амальгамация Каралонского островодуж-ного и Парамского океанического террей-нов с Муйским кратонным произошла, очевидно, в позднем рифее.

Как полагают В.Г. Беличенко и Н.К. Гелетий [1], перед вендом Байкало-Муйский супертеррейн, частью которого является Муйский золоторудный район, причленился к Сибирскому кратону.

Подчеркнем еще одну важную особенность. Амальгамация островодужных, океанических, кратонных террейнов в Муйском районе не приводила к обдукции покровов офиолитов, как это было в позднем рифее на территории современного Юго-Восточного Саяна (при амальгамации Дунжугурской дуги и Гарганской глыбы). Вероятно, коллизия островных дуг и малых континентов напоминала современную коллизию в западной части Тихого океана.

При изучении коллизионных структурных парагенезисов Муйского района [7] нами составлены (см. рис. 2 и 3) схема структурно-вещественных комплексов (с использованием материалов И. А. Охотни-кова, Н.Л. Добрецова, А.Н. Булгатова) и схематические геологические разрезы к ней по опорным участкам (Каалу, Нижне-килянский, Молодежный, Сунуекитский, Якутский, Кедровский). На схеме и разрезах выделены архей-раннепротерозойские комплексы Муйской глыбы, позднепроте-розойские офиолитовые и островодужные комплексы, палеозойские окраинно-континентальные и коллизионные комплексы, кайнозойские отложения.

Коллизионная обстановка территории изучалась на опорных участках с ги-пербазитовыми маркерами парамского комплекса и габброидами муйского комплекса в пределах Киляно-Ирокиндинской зоны глубинного разлома, которая отделяет Муйский микроконтинент (глыбу) от Конкудеро-Мамаканской купольной

структуры.

Были откартированы крупные надвиги нескольких генераций, обоснованы морфологические изменения гипербазитов, габброидов и вмещающих толщ в различные этапы складчатых деформаций, отражающих неоднократные перемещения в зоне Киляно-Ирокиндинского разлома, изучен палеозойский заключительный этап

развития хрупких деформаций по дайко-вым и трещинно-жильным структурам.

Для определения и характеристики этапов структурных перестроек применялся структурно-парагенетический метод, разрабатываемый Ю.В. Миллером, А.Н. Казаковым, Е.И. Паталахой, А.В. Лукьяновым и др. Складчатые деформации исследовались с помощью стереометрического анализа; древние поля напряжений изучались с применением методик М.В. Гзов-ского, В. Н. Даниловича, П. Н. Николаева; привлекались экспериментальные материалы А. Лахенбрука по развитию трещин отрыва.

По результатам исследований получены следующие основные выводы.

Рассмотренная в едином плане эволюция Киляно-Ирокиндинской зоны глубинного разлома позволяет выделить три этапа деформаций с характерными для них структурными парагенезисами, отражающими, на наш взгляд, коллизионный этап развития региона.

I этап. Древние надвиговые швы позднерифейского возраста, которые имеют субширотное простирание, субпараллельны сутурному шву на границе с Сибирской плитой, падение сместителей на север и северо-запад. Наиболее отчетливо они проявлены на участке Каалу, реконструируются на разрезе V-V (см. рис. 3).

II этап. Более молодые послекем-брийские надвиги и взбросы северозападного и западного простираний с падением сместителей на юго-запад и запад совпадают по времени образования с ростом Конкудеро-Мамаканской купольной структуры [12], ограничивая ее с севера, северо-востока и востока. Хорошо картируются на местности на участках Каалу и Нижнекилянком, восстанавливаются на субширотном пересечении между Моло-дежнинским и Шаманским ультрабазито-выми массивами (разрез V-V, см. рис. 2, 3).

III этап. Левосдвиговые деформации проявляются на всех участках, но наиболее отчетливо - в пределах месторождения асбеста Молодежное. Как для складчатых, так и для хрупких деформаций внутри

габброидных массивов восстанавливается ось сжатия субгоризонтального ССЗ простирания, ось растяжения варьирует в зависимости от положения участка относительно Конкудеро-Мамаканской купольной структуры. Вблизи центров внедрения огромных масс палеозойских гранитов она субвертикальна (участки Северо-Муйский, Сунуекитский), а на удалении - ось растяжения субгоризонтальна, СВ простирания (Якутский и Кедровский массивы).

Проведенные исследования подтверждают структурно неодинаковое состояние в различных граничных частях микроконтинентов при сближении их с крупной литосферной плитой. Так, вблизи сутуры Сибирской плиты во фронтальной части Муйского микроконтинента преобладают разновозрастные взбросы, надвиги, покровы (участок Каалу), в промежуточной части в большой мере проявлены более молодые надвиги и взбросы (участок Нижнеки-лянский), в тыловой части у южной границы микроконтинента фиксируются в основном наиболее молодые сдвиговые деформации (участок Молодежный).

Гранитоиды условно муйского комплекса, вероятно, можно считать сшивающими кратонный (Муйскую глыбу) и ост-роводужные террейны.

Аккреция Байкало-Муйского супер-террейна и Сибирского палеоконтинента произошла перед вендом. Прекрывающим комплексом являются карбонатные нижнепалеозойские отложения золотовской и янгудской свит.

В коллизионный этап сформировались палеозойские гранитоиды конкудеро-мамаканского комплекса и активизировались зоны разломов, ограничивающие тер-рейны.

Позже (возможно, под влиянием горячей области) возникли пояса даек диабазовых порфиритов.

Металлогенические особенности Муйского района определяются приуроченностью золотого оруденения к полю развития раннедокембрийских пород карельской эпохи складчатости. Преимущественная северо-западная ориентировка

складчатых структур района поперечна к основному северо-восточному простиранию структур байкальской эпохи складчатости Байкало-Муйской структурно-металлогенической зоны. Ранее А. Н. Бул-гатов и др. [2] на ее территории выделяли Муйскую структурно-металлогеническую зону, считая, что, несмотря на приуроченность золотого оруденения к карельским структурам, сформировалось оно в байкальскую эпоху складчатости.

В пределах Бамбуйской структурно-металлогенической подзоны нами были выделены Киляно-Ирокиндинская, Само-кутская, Каменная, Каралонская, Кедров-ско-Витимконская золоторудные зоны (рис. 4), которые контролируются зонами разломов. При составлении этой схемы использована карта металлогении золота горных сооружений Восточной Сибири и Северной Монголии [6].

Для северной части Муйского района характерны три типа золоторудных формаций с характерными морфологическими типами рудных тел:

• золото-кварцевая (жилы, жильные зоны, зоны метасоматитов);

• золото-сульфидно-кварцевая (жилы, жильно-прожилковые зоны);

• золото-сульфидная (вкрапленные руды, колчеданные залежи).

Наибольшее промышленное значение имеет золото-кварцевая формация, которая является и наиболее распространенной.

В качестве примера ниже рассмотрен наиболее важный Каралонский рудный узел.

Каралонский рудный узел контролируется Каралон-Кондинской зоной глубинного разлома северо-западного простирания, в состав которой входит Каралон-Талоинская рудная зона (рис. 5).

Рудовмещающие породы представлены эффузивами островодужной формации каралонской свиты. Это базальты, андезиты, дациты, риолиты. По пологопадющему на запад разлому они надвинуты с запада на восток на более молодые карбонатно-терригенные отложения (в современных координатах).

и< 1 6 ЛЛл Л А 2 V.' 3 уЛ 4 »

7 дО а* I

Рис. 4. Схема структурно-формационного районирования Муйского района.

Составил А.Т.Корольков с использованием материалов [4,6]: 1-4 - структурно-формационные зоны (СФЗ) и подзоны (СФПЗ): Муякан-Ципинская СФЗ (1), Киляно-Бамбуйская СФПЗ (2), Тулдунь-Парамская СФПЗ (3) и Каралон-Таксимин-ская СФПЗ (4); 5 -основные разломы; 6 - гнейсовые и гранито-гнейсовые купола; 7-9 - месторождения и рудопроявле-ния золото-кварц-сульфидной (7), золото-кварц-малосульфидной (8), золото-серебро-полиметаллической и золото-кварцевой (9) формаций; 10 - россыпи.

Цифры в кружках - зоны разрывных нарушений: I- Ангода-Бамбуйская; II- Килянская; III- Па-рамская; IV- Каралон-Кондинская; V- Падринская; VI- Делюн-Уранская; VII- Парамо-Шаманская; VIII- Витимкон-Кедровская; IX- Серебряковская; X- Муякан-Самокутская; XI- Горбылок-Кондинская.

Рис. 5. Схема размещения рудных зон в северной части Муйского золоторудного района (с изменениями).

Составили В.В. Левицкий, А.Т. Корольков, И.В. Одинцова: 1-2 - формации кратонного террейна

В зоне надвига возникло несколько протяженных (более 5 км) субпараллельных пологих рудовмещающих структур с золото-сульфидно-кварцевыми жилами линзовидной формы и зонами мелкого прожилкового окварцевания с гнездовым распределением золота. Известны также золотосодержащие залежи сульфидно-колчеданных руд.

При поисковых работах масштаба 1:50 000 в пределах золоторудной зоны обнаружено более двадцати рудопроявле-ний в бассейнах р. Каралон. Они сосредоточены в полосе северо-западной ориенти-

ровки шириной 4 км и длиной 12 км. Наиболее изучены Верхнекаралонский, Еленинский и Нижнекаралонский участки.

Участок Верхнекаралонский включает массив микроклиновых гранитов, внедрившихся вдоль контакта вулканитов и силла габбро-диабазов. Массив имеет форму пластины мощностью 1-2 км, наклоненной к юго-западу. В полосе шириной 500-600 м он рассечен пучком субши-ротно ориентированных даек диабазовых порфиритов. Выделяется 3 пологопадаю-щих зоны жильно-прожилкового орудене-ния: Верхняя, Средняя и Нижняя.

В зоне Верхней вскрыто 7 кварцевых жил, падающих под углами 3-10о к центру гранитной пластины. Жилы контролируются зоной рассланцевания в гранитах. К висячему боку зоны мощности жил увеличиваются. Оруденение представлено продуктивной золото-пирит-полиметаллической ассоциацией. Общее количество сульфидов не превышает 1-1,5%, то есть руды относятся к убогосульфидным.

Средняя рудная зона включает серию слабо изученных золото-кварцевых жил, сопровождающихся прожилковым оквар-цеванием и березитизацией пород.

Нижняя зона состоит из серии кварцевых жил и прожилков лестничного типа, выполняющих контракционные трещины отрыва.

Общий вертикальный размах оруде-нения на Верхнекаралонском участке 550м. Максимальные концентрации золота (15-20 г/т) установлены в пределах зоны Верхней.

Еленинский участок слагают переслаивающиеся вулканиты, прорывающие их плагиограниты и микроклиновые граниты, дайки гранит-порфиров и диабазовых порфиритов. На самых низких гипсометрических уровнях широко развиты эруптивные брекчии, в которых обломки представлены габброидами и метавулка-нитами.

Оруденение тяготеет к участкам сгущения даек. Размещение жильно-прожилковых зон носит эшелонированный характер. Выделяется 5 основных рудных горизонтов, включающих серии (зоны) жил и прожилков и сопутствующих им зон лиственитов и березитов. Общий вертикальный размах оруденения около 1 км. Оруденение представлено продуктивной золото-пирит-полиметаллической ассоциацией, но проявляется весьма неравномерно.

Один из пяти основных рудных горизонтов представлен жильной зоной Искристой [4], состоящей из кварцевой жилы и нескольких субпараллельных ей оперяющих прожилков, залегающих почти горизонтально. Мощность жилы - от 0,3 до 1,4

м, мощность прожилков - от 1 до 20 см. Количество кварца составляет 25 - 35 % на среднюю мощность жильно-прожилковой зоны 1,5-4 м. Сульфидная минерализация вкрапленно-гнездового типа распределена в основной жиле неравномерно, но тяготеет к ее центральной и приконтактовой части и приурочена к зонкам повышенной трещиноватости. Она представлена халькопиритом, галенитом и золотом, общее количество сульфидов не превышает 5%. Видимое золото - в виде тонких прожилков (1-2 мм) и густой вкрапленности в гнездах галенита размером до 1х2 см. Зона протяженностью около 200 м и мощностью до 10 м сопровождается карбонати-зацией и пиритизацией вмещающих интенсивно рассланцованных альбит-хлоритовых сланцев. Содержания в большинстве проб - 1-7 г/т, а в нескольких -100-255 г/т.

Участок Нижнекаралонский расположен в правом борту ручья Каралон вблизи устья. Оруденение пространственно связано с гидротермально-метасомати-ческими образованиями серпентин-тремолит-карбонатного состава по гипер-базитам. Известно два рудных тела неправильной формы: Южное размером 35-85 х 250-300 м, Северное размером 40 х 250 м. Обогащены пиритом (10%), магнетитом (3 %), сфалеритом (2%), халькопиритом (1%), галенитом (0,3%). Среднее содержание золота 0,4-3,6 г/т, серебра 23 г/т, цинка 1,24%, свинца 0,24%, меди 0,32% [4].

Для золотого оруденения Каралон-ского рудного узла В. С. Косинов, В.В. Левицкий, И.В.Одинцова и др. неоднократно отмечали рудоконтролирующую роль даек диабазовых порфиритов. Наиболее отчетливо эта связь проявлена для рудопрояв-лений Верхнекаралонского, Березитового, Галенитового.

На Галенитовом рудопроявлении дайка диабазовых порфиритов проходит по контакту вулканитов и тела габбро, ограничивая с севера горизонтальное тело микроклиновых гранитов. У южного контакта дайки залегает крутопадающая жила Галенитовая, от которой отходит серия

оперяющих кварцевых прожилков. Дайка диабазовых порфиритов интенсивно рас-сланцована, карбонатизирована, пересекается кварцевыми прожилками.

На Березитовом рудопроявлении в апикальной части штока микроклиновых гранитов проходит серия крутопадающих даек диабазовых порфиритов, между которыми залегает группа пологопадающих жил и прожилков рудного кварца, реже -крутопадающих жил. Последние залегают вдоль контакта даек, которые имеют экранирующее значение для развития прожилков кварца, интенсивно проявленных в более подверженных хрупкой деформации гранитах. Однако и в дайках диабазовых порфиритов наблюдается диагональная система трещин, выполненных кварцевыми прожилками мощностью 1,5-2 см. Максимальное развитие лестничной системы пологопадающих золото-кварцевых жил наблюдается в центральной части Бе-резитового пояса даек диабазовых порфи-ритов.

Этот же пояс даек отчетливо контролирует размещение рудного штокверка золото-кварцевых прожилков в покрове фельзитов на участке Высоком.

На Верхнекаралонском рудопроявле-нии, сложенном гранитами, рудные столбы в зонах Верхней, Нижней и Средней на южном фланге размещаются в гранитах среди Верхнекаралонского пояса даек диабазовых и диоритовых порфиритов. На северном фланге этого блока крутопадающие золото-кварцевые жилы залегают у контактов крутопадающих даек интенсивно окварцованных пиритизированных диоритовых и диабазовых порфиритов.

Среди вулканитов среднего состава в блоке Еленинский рудные столбы размещаются на участках пересечения субгоризонтальными кварцевыми жилами крутопадающих даек диабазовых порфиритов.

В пределах Усть-Каралонской колчеданной залежи дайки диабазовых порфи-ритов, диорит-порфиров и мелкозернистых гранитов пресекают рудовмещающие серпентиниты, вулканиты кислого и основного состава, габброиды и сопровождаются

зонами интенсивно проявленных метасо-матитов.

За пределами рудных участков также отмечаются одиночные дайки диабазовых порфиритов макроскопически свежего облика. Но при детальном прослеживании их по простиранию, как правило, наблюдается наложенная вкрапленно-прожилковая пиритизация.

Рудоконтролирующая роль дайковых поясов выявлена и в других рудных узлах (Ирбо-Юбилейном, Кедровском, Ирокин-динском) Муйского рудного района.

Таким образом, по Каралонскому рудному узлу можно сделать следующие выводы: рудные тела и зоны по минеральному составу относятся к малосульфидной золото-кварцевой рудной формации, по морфологии разделяются на жильные тела и штокверковые зоны; характерна обога-щенность золотоносных участков крупным и очень крупным золотом; условия залегания большинства рудных тел позволяют отработать их открытым способом.

В Муйском районе наиболее крупное Ирокиндинское месторождение по данным Е.А.Намолова [8,9] приурочено к одному из периферических блоков жесткого срединного массива, ограниченного крупными, многократно активизированными разломами корового и корово-мантийного заложения. Другими словами, речь идет о западной периферии Муйского кратонного террейна, ограниченной Келяно-Ирокиндинской многошовной сдвиговой зоной (см. рис. 4, 5).

Рудные тела убогосульфидной золото-кварцевой формации имеют различную протяженность и небольшую мощность. Залегают в архейской гнейсовой толще преимущественно амфибол-биотитового состава с горизонтами гранат-пироксеновых парагнейсов и кальцифиров. Метаморфизм вмещающих пород достигает гранулитовой фации, на что указывают гиперстен и пироп. Широко проявлены процессы высоко- и низкотемпературного диафтореза, обусловленные гранитизацией и динамометаморфическим изменением пород.

Разрывная тектоника в размещении рудных тел Ирокиндинского месторождения имеет главное значение. Рудовме-щающие структуры, представленные зонами в различной степени рассланцован-ных и раздробленных пород, ориентирва-ны в северо-восточном, субмеридиональном и северо-западном направлениях и полого погружаются к западу. Выделено 9 рудовмещающих разрывных структур: Киндиканская, Юрасовская, Серебряков-ская, Параллельная, Петровская, Лагерная, Средняя, Попутная, Сухая. Внутри этих структур обнаружено 150 золоторудных жил, среди которых изучено с поверхности 30, разведано 10. Характерна извилистая морфология всех жил в плане, более равномерная - в разрезе. Мощность в раздувах 2-3 м, их чередование - через 20-30 м. Протяженность рудных столбов по простиранию 30-120 м, по падению максимально до 250 м. Околожильные изменения представлены березитами мощностью 5-20 м. В жилах преобладает кварц. Сульфиды составляют не более 0,5 %, среди них преобладают галенит и пирит, реже -сфалерит, халькопирит, блеклые руды, спорадически - пирротин, арсенопирит, шеелит. Распределение самородного золота крайне неравномерное: от «следов» до 1000 г/т. В настоящее время ОАО «Бурят-золото» ежегодно добывает при эксплуатации месторождения в среднем 2,4-2,5 т золота, но имеющихся запасов при достигнутой производительности хватит на три-четыре года, если не будет ежегодного прироста запасов в 2 т.

Формирование рудовмещающих структур, по Е.А.Намолову, обусловлено субмеридиональным горизонтальным сжатием квазиупругой среды блока архейских пород; причем морфология конкретных рудных тел зависит от совокупности частных трещин скола и отрыва, проявленных в рудовмещающей зоне определенной ориентировки. С этих позиций логично объяснить коленчатые изгибы рудных жил по простиранию, стреловидные и зубчатые их выклинивания типа ласточкина хвоста,

апофизы простой и сложной крючковид-ной формы.

Заметим, что такое явление вполне возможно при сдвиговых перемещениях по зоне Келяно-Ирокиндинского разлома, когда происходила амальгамация Муйского кратонного террейна с островодужными террейнами.

Выводы. Муйский золоторудный район приурочен к восточной части Байка-ло-Муйского супертеррейна. В венде -раннем палеозое произошла его аккреция с Сибирским кратоном.

Центральное место Муйского золоторудного района занимает одноименная архей-раннепротерозойская глыба. Она разделяется кайнозойской Муйской рифто-генной впадиной на Северо-Муйскую и Южно-Муйскую глыбы. К западу и к востоку от Муйской глыбы развиты верхне-рифейские породы островодужной формации, позволившие выделить комплекс офиолитов задугового бассейна, острово-дужные террейны и дизъюнктивные дислокации лево- и правосдвигового типа.

В области влияния преимущественно левосдвиговой зоны дислокаций расположены Юбилейное месторождение, Ирбин-ское, Вехнекелянское и другие золотые рудопроявления. К области влияния сложной надвиго-правосдвиговой зоны дислокаций тяготеют Верхне-Каралонское, Усть-Каралонское, Каменное, Орловское, Уряхское и другие рудопроявления золота.

В венде происходило формирование интрузий габбро-плагиогранитов, а в раннем-позднем палеозое - гранитов, грано-диоритов, даек различного состава и связанного с ними главного золото-кварцевого жильного оруденения всех вышеперечисленных рудных объектов.

Библиографический список

1. Беличенко В.Г., Гелетий Н.К. К проблеме выделения Баргузинского микроконтинента в Палеоазиатском океане // Геодинамическая эволюция литосферы Центрально-Азиатского подвижного пояса (от океана к континенту). - Иркутск: Изд-

во Института географии СО РАН, 2004. -В 2-х томах. - Т. 1. - С. 30-34.

2. Булгатов А.Н., Гордиенко И.В. Террейны Байкальской горной области и золоторудные месторождения в них //Геология рудных месторождений. - 1999. - Т. 41, № 3. - С. 230-240.

3. Добрецов Н.Л. Офиолиты м проблемы Байкало-Муйского офиолитового пояса // Магматизм и метасоматизм зоны БАМ и их роль в формировании полезных ископаемых. -Новосибирск: Наука, 1983. -Т. 1. - С. 11-19.

4. Золото Бурятии. / Рощектаев П.А., Миронов А. Г., Дорошкевич Г. И. и др. -Улан-Удэ. - Изд-во БНЦ СО РАН. - 2000.

- Кн. 1. - 463 с.

5. Золото Бурятии. / Рощектаев П.А., Миронов А. Г., Дорошкевич Г. И. и др. -Улан-Удэ. - Изд-во БНЦ СО РАН. - 2004.

- Кн. 1. - 515 с.

6. Карта металлогении золота горных сооружений Восточной Сибири и Северной Монголии (Гл. редактор Н.А.Логачев, отв. редактор Ю.В.Комаров). Масштаб 1:1500 000. - Иркутск: ИЗК СО РАН, 1995.

7. Коваленко С.Н., Корольков А.Т., Кириллов П. Г., Лухнев А. В. Коллизионные структурные парагенезисы Муйского района // Геология и геофизика. - 1995. - Т. 36, № 12. - С. 41-49.

8. Намолов Е.А. Структурные и ми-нералого-геохимические критерии оценки золотокварцевых жил (на примере одного из рудных полей Бурятии) //Золотоносность юга Восточной Сибири. - Иркутск: ВостСибНИИГГиМС, 1987. - С. 71-80.

9. Намолов Е.А. Тектонические условия формирования и закономерности морфологии рудовмещающих разрывов Иро-киндинского рудного поля. // Тектонические структуры и закономерности размещения полезных ископаемых на террито-

рии Забайкалья. - Улан-Удэ: ГИН СО АН СССР, 1979. - С. 70-78.

10. Неймарк Л.Л., Рыцк Е.Ю., Гороховский Б. М. и др. Изотопный состав свинца Олокитской зоны Северного Прибайкалья // Геология рудных месторождений. - 1991. - № 6. - С. 33-49.

11. Одинцова И.В., Корольков А.Т., Левицкий В.В. Гранитокупольный текто-генез и локализация оруденения Юбилейного рудного поля / Геология и полезные ископаемые Восточной Сибири. - Иркутск: Изд-во Иркут. ун-та, 1991. - С. 2224.

12. Переляев В. И. Ультрабазит-базитовые комплексы западной части Средне-Витимской горной страны. - Авто-реф. диссер. на соискание уч. ст. кандидата геол.-мин. наук. - Иркутск: ИЗК СО РАН. - 2003. - 18 с.

13. Рыцк Е.Ю., Амелин Ю.В., Ризва-нова Н. Г. и др. Возраст пород Байкало-Муйского складчатого пояса // Стратиграфия. Геологическая корреляция. - 2001. -Т. 9. - С. 3 - 15.

14. Рыцк Е.Ю. Главные событийные рубежи неопротерозоя Байкало-Муйского пояса // Изотопная геохронология в решении проблем геодинамики и рудогенеза. -СПб., 2003. - С. 437-439.

15. Семинский Ж.В. Металлогениче-ские пояса Восточной Сибири // Известия Сибирского отделения секции наук о Земле РАЕН. Геология, поиски и разведка месторождений рудных полезных ископаемых. - Иркутск: Изд-во ИрГТУ, 2006. -Вып. 3 (29). - С. 5 - 15.

16. Срывцев Н.А., Халилов В.А., Булдыгеров В.В., Переляев В.И. Геохронология гранитоидов Байкало-Муйского пояса // Геология и геофизика. - 1992. - № 9. -С. 72-78.

Иркутский государственный университет Рецензент А.П.Кочнев

УДК 553.078

С.А. Бузов, И.Н. Семейкин, Ж.В. Семинский, А.Т. Корольков

СТРУКТУРНЫЕ УСЛОВИЯ ЛОКАЛИЗАЦИИ ЗОЛОТОГО ОРУДЕНЕНИЯ

Рассматриваются выявленные авторами складчатые и разрывные нарушения различных систем и порядков. Для изучения разрывных нарушений произведены массовые замеры трещин на 99 станциях, построены диаграммы трещиноватости; тектонофизический анализ позволил реконструировать поле тектонической деформации. Показано, что золоторудная минерализация локализуется в пределах тектонически ослабленной зоны в осевой части опрокинутой синклинали. Золотое оруденение в этой зоне контролируется участками пересечения ее разломами других систем.

В Верхнеокинском районе на участке Ондольтой (бассейн реки Урдо-Боксон) известна группа золотых и золото-серебряных проявлений, полоса которых прослеживается в субширотном-северовосточном направлении среди пород дислоцированной карбонатно-сланцевой толщи (проявления Ондольтой-1, Ондольтой-2, Ссылкинское, Жильное). При изучении структурно-геологических закономерностей локализации золотого оруденения в системе складчатых и разрывных нарушений площади применялся комплекс известных методов, сложившийся в процессе многолетнего изучения золоторудных месторождений Забайкалья и Саяно-Байкальской области:

• изучение рудовмещающей толщи пород, установление ее цикличного строения и реконструкция первичного залегания;

• установление складчатых дислокаций вмещающей толщи;

• изучение разрывных нарушений путем детального картирования разломов, наблюдений над трещиноватостью и массовых замеров элементов залегания трещин;

• выявление главных систем тектонических нарушений (разломов, трещин, мелких приразломных складок), в том числе слабопроявленных зон дислокаций, часто контролирующих золотое оруденение;

• на основе методов тектонофизиче-ского анализа выявление скрытых или сла-бопроявленных рудоконтролирующих тек-

тонических нарушений и воспроизводство стадийности формирования структурных элементов и рудных тел;

• морфоструктурный анализ;

• установление закономерностей локализации и условий формирования рудных тел.

В геологическом строении рассматриваемого участка доминируют осадочные толщи гарганской серии среднего рифея, подчиненное развитие имеют магматические породы офиолитового комплекса (на юге), дайки долеритов и эффузивные породы (рис. 1).

Породы гарганской серии, развитые в районе в пределах Окинского синклино-рия, представлены комплексом чередующихся терригенных и карбонатных толщ. Начало каждого терригенного горизонта выражено слоями песчаников, алевролито-песчаников и сланцев, определяющими трангрессивную серию осадков. Карбонатные породы, сменяющие сланцы, характеризуют максимальную фазу трансгрессии, сланцы, перекрывающие карбонаты, представляют регрессивные осадки. В целом такой комплекс пород составляет один се-диментационный цикл (литоцикл). В бассейне р. Ока в гарганской серии насчитывается пять литоциклов. Два нижних лито-цикла слагают монгошинскую свиту, три верхних - дибинскую.

Аналогичным образом построен разрез гарганской серии на рассматриваемом участке. Здесь выделяются четыре ли-тоцикла: два полных (второй и третий) и