Положение гранитоидных формаций и место золотого оруденения в истории развития Енисейского кряжа

ПОЛОЖЕНИЕ ГРАНИТОИДНЫХ ФОРМАЦИЙ И МЕСТО ЗОЛОТОГО ОРУДЕНЕНИЯ В ИСТОРИИ РАЗВИТИЯ ЕНИСЕЙСКОГО КРЯЖА

Л. В. ЛИ, В. М. ДАЦЕНКО

В числе проблем эндогенной металлогении одной из важных является проблема эволюции магматизма и рудообразования в истории тектоно-магматического развития подвижной области. В опубликованных работах'В. И. Смирнова [9], Ю. А. Билибина [4], Д. И. Горжев-ского и В. Н. Козе^енко [6] и др. подмечены общие (закономерности смены минерализации различных металлов в истории развития Земли. В то же время многие частные закономерности формирования месторождений в каждом этапе тектоно-магматического цикла изучены еще слабо. В- настоящей статье предпринята попытка рассмотреть условия формирования гранитоидных интрузий и временные соотношения золотого оруденения с гранитоидными формациями.

Как известно, Енисейский кряж является полициклической областью, геосинклинальное развитие которой завершилось в байкальскую складчатость. С данным тектогенезом связано формирование многочисленных гранитоидных интрузий и месторождений золота, являющегося профилирующим металлом, определяющим металлогеническую специализацию Енисейской складчатой области. По имеюдцимся геологическим материалам в развитии байкальского тектоно-магматического цикла можно выделить два этапа; 1 — рифейский (собственно геосинклинальный) и 2 — вендско-нижнекембрийский (орогенный). Первый из них в свою очередь подразделяется на раннюю и позднюю стадии.

Ранняя стадия рифейского этапа, охватывающая, по радиологическим данным, интервал 1400—900 млн. лет, характеризуется опусканием региона и накоплением мощных (от 4000 до 7000 м) толщ осадочных и осадочно-вулканогенных образований. Наибольшее прогибание, судя по мощности отложений, претерпела Восточно-Енисейская зона глубинных разломов. По развивающимся в последнее время представлениям, в начале данной стадии в рифейской геосинклинали Енисейского кряжа отчетливо обособились две структурно-фаци^льные зоны: западная — эвгеосинклинальная и восточная — миогеосинклинальная, Гранина между этими зонами достоверно еще не установлена. М. Н. Белянкина и Е. А. Долгинов [2] проводят ее вдоль сводовой части Приенисейского антиклинория, а В. Е. Хаин, М. И, Волобуев и др. [15] устанавливают эту границу вдоль зоны субмериднональных разломов, простирающейся параллельно долинам рек Мурожпой, Леидахи и Теи.

Эвгеосинклинальный характер западной зоны устанавливается по широкому развитию в ее пределах офиолитовой формации. Начало рифея ознаменовалось здесь излияниями эффузивов, о чем свидетельствует их присутствие в разрезе кординской свиты, являющейся нижним членом раннегеосинклинальной толщи сухопитской серии. Судя по постоянному участию эффузивов в строении и остальной части разреза сухопитской серии, эффузивная деятельность продолжалась на протяжении всей ранней стадии геосинклинального этапа. Имеется основание предполагать возможное значение эффузивов для золотоносности. На это отчасти указывает повышенное содержание золота в них, установленное опробование в последнее время на одном из участков. В восточной миогеосинклинальной зоне эффузивы пользуются ограниченным распространением. Для отложений сухопитской серии здесь характерны сланцевая и флишоидная формации при подчиненном значении кремнисто-карбонатной. Причем последняя венчает разрез раннегеосинклинальной толщи.

В конце ранней стадии в ходе складчатости осадочные и осадочно-вулканогенные образования претерпели метаморфические преобразования преимущественно до фации зеленых сланцев, на отдельных участках — до высоких ступеней амфиболитовой фации. С площадями развития глубоко-метаморфизованных пород неразрывно связана своим формированием метаморфогенные (ультраметаморфические) граниты, абсолютный возраст которых, по данным М. И. Волобуева, приходится на интервал 950—850 млн. лет. Эти гранитоиды являются синтекто-ническими по отношению к рифейской складчатости и объединяются нами в синорогенную формацию. Массивы их являются согласными со структурой вмещающих метаморфических толщ и постепенно переходят в фельдшпатизированные гнейсы и кристаллические сланцы.

Среди пород формации наиболее широко распространены несколько гнейсовидные розовые и розово-серые порфиробластические граниты с мелко- и среднезернистой основной массой. В них почти никогда не наблюдаются магматические структуры, да и минералогический состав указывает на формирование этих пород в процессе гранитизации. Состоят они из кварца (28—37%), калиевого полевого шпата (27—40%), плагиоклаза (22—30%), биотита (2—3%), вторичных (до" 5%), акцессорных и рудных минералов (около 1%). Структуры порфиробластические с участками пойкилобластических. Порфиробласты размером до 2,5 см представлены калиевым полевым шпатом, обычно микроклином высокой триклинности с углом оптических осей 76—86° и в разной степени выраженной микроклиновой решеткой. Характерно полное отсутствие пертитов распада, хотя жилковатые и веретенообразные пертиты замещения довольно обычны. На метасоматический характер микроклина указывают сохранившиеся в нем пойкилитовые включения плагиоклаза и кварца, а также деформации двойников плагиоклазов, окружающих порфиробласты. Для микроклина основной массы характерно межгранулярное (интерстиционное) развитие. Плагиоклаз представлен двумя разновидностями: альбитом № 4—8 и олигоклазом № 16—22. Средний состав плагиоклаза, определенный при пересчетах химанализов по методу Е. А. Кузнецова, равен Ani6. Большинство зерен олигоклаза заключено в порфиробластях микроклина, меньшая часть вместе с альбитом находится в основной массе. В отдельных случаях порфиробласты микроклина окружены каемками альбита, причем это нехарактерно для микроклинов, содержащих относительно неразложен-ные зерна олигоклаза. Последний обычно серицитизирова'н, иногда по нему развиваются мусковит и эпидот. Подобного рода процессы рассматриваются как результат калиевого метасоматоза [1]. В олигоклазе

же отмечены и мнрмекитовые вростки кварца. Раздельная кристаллизация микроклина и альбита, наличие зерен кианита и граната, которые характерны также для вмещающих метаморфических пород, по нашему мнению, свидетельствуют в пользу метасоматического генезиса гранитов.

Помимо отмеченных гранитов и гнейсо-гранитов в строении массивов синорогенной формации принимают участие связанные с ними постепенными переходами аляскитовые, роговообманковые, эпидотовые граниты, адамеллиты и плагиограниты. Химический состав гранитов варьирует в значительных пределах и находится в определенной зависимости от состава вмещающих их пород.

По приуроченности к стадиям геосйнклинального процесса формирование синорогенной гранитоидной формации в Енисейском кряже соответствует формированию ассоциации плагиогранитного типа более молодых областей. Ю. А. Кузнецов [8] отмечает, что отсутствие в отдельных регионах плагиогранитных ассоциаций «отвечает особому состоянию данного участка коры». Вероятно, особенность Енисейского кряжа заключается в том, что геосинклинальные образования байкальского этапа формировались на «цоколе» гранитизированных кристаллических пород архейского возраста, где процессы селективной мобилизации и метасоматической гранитизации были в значительной степени облегчены.

Металлогеническое значение метаморфогенных гранитов выяснено еще слабо. По имеющимся материалам, проявляется связь с ними маг-нетитового оруденения гидросиликатового типа [7]. Привлекают внимание также геохимические ореолы вольфрама, окружающие некоторые массивы. Золотое же оруденение пространственно не ассоциирует с массивами метаморфогенных гранитов. Весьма вероятно, что в процессе метасоматической гранитизации метаморфических толщ происходил вынос золота с рядом других компонентов — железом, магнием и др.— из зоны ультраметаморфизма в покрывающие толщи кровли и, главным образом, вторичное его рассеяние, в связи со слабым развитием в эпоху основной фазы складчатости благоприятных рудолокализующих структур. Наряду с последним, очевидно, имела место частичная концентрация золота на значительном удалении от зоны ультраметаморфизма в образовавшихся тектонических структурах. Имеются некоторые основания связывать с метаморфогенными гранитами образование кварцевых и кварц-полевошпатовых жил.

Поздняя стадия геосинклинального этапа развития Енисейского кряжа соответствует накоплению терригенно-карбонатно-сланцевых формаций (тунгусикская серия) в условиях все более дифференцирующихся локальных прогибов, обособление которых связано с инверсией Центрального и Приенисейского антиклинориев.

Конец позднегеосинклинальнсй стадии развития региона ознаменовался интенсивными поднятиями ранее сформировавшихся положительных структур. С этими поднятиями связано формирование а ядрах Центрального и Приенисейского антиклинориев позднескладчагых (си-нннверсионных) гранитоидов. Среди гранитоидных массивов различаются авто- и аллохтонные. Последние приурочены по времени к завершению геосинклинального и началу орогенного этапов и интрудируют складчатые структуры байкальского цикла. Гранитоидные интрузии ме-таморфизуют вмещающие образования, в результате чего б последних развиваются, например, кордиерит и андалузит. Сами гранить; в эпдо-контакте претерпевают «закалку», выражающуюся в постепенном уменьшении зернистости, что служит показателем резкого температурного градиента между вмещающими породами и гранитам'; в момент

образования массивов. По всей вероятности, гарнитоиды, рассматриваемой формации в своем становлении проходили стадию магматического расплава. Характерными являются полосы гибридных пород а приконтактовых и апикальных частях массивов. В петрографическом отношении типичными являются магматические микроструктуры (гипи-диоморфнозернистая, гранитовая, реже гранофировая), а также наличие твердых распадов калинатровых полевых шпатов, совместная кристаллизация которых возможна только при высоких температурах. Кристал-лизациоонная дифференциация в этих условиях протекает особенно» благоприятно, в результате чего породы различных срезов интрузии отличаются по химизму. Эти явления наряду с процессами гибридизма и ассимиляции определили значительное* разнообразие пород формации. Наибольшим распространением пользуются биотитовые и амфибол-бжь титовые граниты, подчиненным — плагиограниты, амфиболовые граниты, кварцевые диориты, диориты, аляскиты, щелочные граниты, норд-маркиты и сиениты.

С гранитоидами позднеорогенной формации в пространстве и во ' времени тесно ассоциирует широко проявленная в Енисейском кряже золотая минерализация. Золоторудные поля нередко приурочиваются к апикальной части кровли интрузии и часто к их экзоконтактам. По отношению к гранитоидным массивам проявляется-зональность в распределении различных типов золоторудной минерализации, представляющая собой зональность рудных полей, по классификации В. И. Смирнова [10]. Так, например, в Северо-Енисейском районе в направлении от интрузии устанавливается смена характера минерализации в следующей последовательности: в теле гранитоидного массива — редкометально-зо-лоторудная, проявленная в грейзенах, в экзоконтактовом ореоле —< золото-арйенопиритовая и вне зоны воздействия интрузии-золото-пирит-арсенопирит-полиметаллическая. Зональность рудных полей намечается, и в Южно-Енисейском районе.

Из изложенного вытекает достаточно обоснованный вывод о существовании генетической связи золотого оруденения с позднеорогенными гранитоидами. В связи со сказанным следует также отметить, что пространственное размещение как гранитоидных массивов, так и золоторудных месторождений определяется зонами глубинных разломов — Восточно-Енисейской и Западно-Енисейской. Отсюда напрашивается еще один вывод, что золотоносные пояса в Енисейском кряже тяготеют к зонам максимальных прогибов в рифейской геосинклинали.

При анализе распределения золотоносности привлекает внимание закономерная приуроченность всех более важных в промышленном отношении золоторудных месторождений к полям развития пород низкой ступени метаморфизма; поля же глубоко метаморфизованных пород характеризуются, как правило, слабым проявлением минерализации. Такая избирательная локализация оруденения связана, по-видимому, с различной реакционной способностью вмещающих образований на термальное воздействие интрузий. Как указывает Н. Г. Судовиков [12], в слабо метаморфизованных породах под воздействием высокой температуры происходит минералообразование с разрушением гидроксшь и карбонатсодержащих минералов и выделением метаморфогенных растворов. В этих условиях рудогенные элементы имеют большую миграционную способность. Наоборот, в глубоко метаморфизованных по^ родах — гнейсах, кристаллических сланцах термальное воздействие интрузий ограничено, метаморфогенные растворы возникают в незначительных количествах и миграция рудогенных элементов затруднена.

Таким образом, устанавливается тесная зависимость интенсивности оруденения от метаморфизма вмещающих пород, , что указывает н*

развитие процессов рудообразования в условиях завершенной складчатости и метаморфического преобразования геосинклинальных осадков. По времени металлогеническая эпоха золотого оруденения совпадает с самым концом позднегеосинклинальной стадии развития Енисейского кряжа. Сказанное подтверждается в локализации золоторудных месторождений преимущественно в зонах интенсивного рассланцевания и смятия пород, наложенных на складчатые структуры, и в согласном со сланцеватостью (чаще всего) залегании рудных тел.

С вендско-нижнекембрийским (орогенным) этапом развития Енисейского кряжа связано накопление формации предгорных прогибов. Данному этапу предшествовала складчатость, общее поднятие и размыв рассматриваемой территории. По окраинам устойчиво поднимающихся участков, по всей вероятности, неодновременно закладываются прогибы, в связи с чем параллелизац:;я сформированных в них отложений затруднена. Общим для отложения прогибов является их залегание с угловым несогласием на геосинклинальных образованиях. Состав оро-генного комплекса осадков фациально изменчив. В Приангарье комплекс представлен существенно карбонатной тасеевской серной, в северо-восточной части кряжа — карбонатно-терригенной чингасанской серией и в северо-западной — карбонатно-флишевой вороговской серией. Возраст отложений, по радиологическим данным, 600—750 млн. лет.

С активизацией тектонических движений, отмечавшейся в раннюю стадию этапа, связано внедрение гранитоидных интрузий. Последние приурочены к региональным разрывным нарушениям, несут черты пост-орогенных (по отношению к рифейской складчатости) интрузий и часто сопровождаются вулканизмом. Абсолютный возраст • пород 590—620 млн. лет.

Преобладающими породами формации являются равномернозер-ниетые, обычно среднезернистые микроклиновые граниты. Подчиненным развитием пользуются щелочные граниты, темноцветные минералы которых представлены щелочными амфиболами. Микроклиновые граниты по составу близки к аляскитам? Структура их гранитовая, реже грано-бластовая. Наблюдаемая резкая дискордантность массивов и закалка гранитов в эндоконтактах, а также минералогический состав и структуры гранитов указывают на их магматическое происхождение и кристаллизацию из расплавов. В породах контактовых зон характерны кор-диерит, реже андалузит.

Золотая минерализация в связи с гранитоидами посторогенной формации проявлена слабо. Она представлена отдельными кварцевыми жилами с убогим содержанием золота, залегающими в отложениях сухопитской и тунгусикской серий преимущественно согласно со сланцеватостью пород. Участки развития этих жил не разведаны, характер минерализации и условия локализации не изучены.

Обобщая изложенные материалы, можно высказать следующее суждение. Гранитоиды Енисейского кряжа составляют единую геосин-клинальнукЗ группу формаций, проявление каждой конкретной формации которой связано с определенным тектоническим этапом развития региона. Они представляют единый эволюционный ряд формаций — от метасоматических и анатектических до магматических. Последовательная смена одной формации другой связана с более глубоким расплавлением гранитизированной толщи и увеличением подвижной фазы в каждый последующий этап активизации тектонических процессов. К такому же выводу об общности процессов формирования гранитоидов Енисейского кряжа пришел И. С. Туркин [13] на основании анализа радиоактивности 'Пород.

В этом процессе становления гранитоидных интрузий не совсем

ясна лричинная связь эпохи Максимального развития золоторудной минерализации с этапом формирования позднеорогенных гранитоидов. По-видимому, одной из основных причин интенсивного образования концентрации золота является широкое развитие структур, благоприятных для локализации оруденения, при инверсии рифейской геосинклинали. В этап основной фазы байкальской складчатости эти структуры проявились слабо, в связи с чем условия для образования концентрации золота были ограничены.

ЛИТЕРАТУРА

1. Барт Г. Теоретическая петрология. М., Изд-во иностр. лит-ры, 1956.

2. БелянкинаМ. Н., ДолгиновЕ. А. К вопросу о структурно-фациаль-пом зональности рифейских отложений в Заангарской части Енисейского кряжа. В кн.: «Вопросы геологии Красноярскогсгкрая». Изд-во МГУ, 1964.

3. Б е р н ш т е й н П. С., П е т р о в с к а я * Н. В. Золоторудное месторождение Советское (Енисейский кряж). Геология главнейших золоторудных месторождений СССР, т VI, 1954.

4. Билибин Ю. А. Металлогения и типы месторождений золота» В кн.: «Золотые месторождения Урала и Казахстана». Металлургиздат, 1947.

5. Волобуев М. И. Геохронология и геология гранитоидов Енисейского кряжа. Двтореф. канд. диссерт. Изд-во МГУ, 1967.

6. Горжевский Д. И., Козеренко В.'Н. Связь эндогенного рудообра-;<)1м ;:ия с магматизмом и метаморфизмом. Изд-во «Недра», 1965.

7. К омов И. Л. Некоторые закономерности размещения ^железорудных месторождений в центральной части Енисейского кряжа. Геол. рудн. м-ний, № 4, 1968.

8. Кузнецов Ю. А. О гетерогенности магматических пород (на примере гранитов). «Геол. и геоф.», 1961, № 10.

9. Смирнов В. И. Очерки металлогении СССР. Госгеолтехиздат, 1963.

10. Смирнов В. И. Порядок эндогенной рудной зональности. В кн.: «Конференция Проблемы постмагматического рудообразования», т. I, Прага, 1963.

П. Судовиков Н. Г. К вопросу о возможной связи гидротермального ору-лс! сиия с гранитизацией. В кн.: «Магматизм и связь с ним полезных ископаемых». 11.и. АН СССР, 1955.

!2. Судовиков Н. Г. Проблемы рапакиви и позднеорогенных интрузий. Изд-но «Наука»,. 1967.

13. Т у р к и н И. С. Методика расчленения гранитоидных комплексов. Тр. СННИГГИМС, вцп. 44, Новосибирск, 1967.

14. ФеодотьевД. М. О формировании гидротермальных растворов, содержащих тяжелые элементы. В кн.: «Эндогенные рудные месторождения», МГК, XXIII сессия, проблема 7, изд-во «Наука», 1968.

15. Хаин В. Е., Волобуев М. И., Воробьев И. В. и др. Основные этапы тектонического развития Енисейского кряжа в докембрии и раннем палеозое. «Вест. МГУ», К« 5, 1967.

36. Хуан Ф. Н. О происхождении гранитных магм и рудных месторождений. В кн.: «Магматизм и связь с ним полезных ископаемых». Госгеолтехиздат, 1960.

5 Известия ТПИ, 239

65