Каталог статей

Главная » Статьи » Публикации

Флюидизиты Яно-Колымской складчатой области (на примере Табогинского рудного поля)
В.П.Василенко
Северо-Восточный комплексный научно-исследовательский институт, ДВО РАН, Магадан.

В структурах Яно-Колымской складчатой области широким распространением пользуются своеобразные обломочные породы, генезис которых вызывает разногласия у различных исследователей. Грубообломочные разности данной генетической группы выделялись как диомиктиты ледово-морского генезиса [4,5] тиллиты («рябчики») турбидитного генезиса [1], диамиктиты турбидитного и оползневого генезиса [2]. Считается, что эти характерные образования занимают определенное стратиграфическое положение в пермском разрезе, где они выделены в атканскую свиту. Позднее подобные образования под названием гравитационных и вулканогенно-гравитационных микститов выделялись в составе юрских разрезов верховьев р.Колымы [3].

Проблематичные обломочные породы встречены нами среди юрских отложений на Табогинском и Мало-Атюряхском (Гольцовское месторождение) рудных полях в Инъяли-Дебинском мегасинклинории, среди пермских отложений на Дегдеканском и Токичанском рудных полях в Аян-Юряхском антиклинории, где им принадлежит важная структурообразующая роль. По литературным источникам эти образования присутствуют на Наталкинском, Детринском, Вилкинском и других золоторудных полях. Повидимому, рассматриваемые образования  широко развиты в структурах Центрально-Колымского региона, где они составляют единую генетическую группу.

Наиболее детально рассматриваемые образования изучены на Табогинском и Дегдеканском рудных полях, где в ходе поисковых работ выполнялись значительные объемы бурения и горных работ. Здесь представлены результаты изучения проблематичных обломочных пород Табогинского рудного поля.

    Рудное поле сложено морскими терригенно-осадочными породами, охарактеризованными фауной нижне- среднеюрского возраста. Алевролито-сланцевые отложения с некоторой долей условности подразделяются на два стратиграфических подразделения: аренскую свиту нижнеюрского возраста и мяунджинскую толщу среднеюрского возраста

Аренская свита представлена преимущественно темносерыми до черных глинистыми сланцами, часто не содержащими признаков слоистости. Редко в них наблюдаются прослои (0.05-0.8м) алевролитов. Мощность аренской свиты оценивается в 400м. Иноцерамы, встреченные в ее разрезе, позволяют условно отнести ее к нижней юре.

Породы средней юры предшественниками разделялись на мяунджинскую толщу и жуковскую свиту. Мяунджинская толща по литологическим признакам разделялась на нижнюю и верхнюю пачки, отличающиеся объемами массивных песчаникоподобных пород.  Считалось, что нижняя пачка слагается черными глинистыми сланцами с прослоями  (0.03-0.7м) темносерых массивных и слоистых алевролитов и песчаникоподобных пород, в верхней пачке объемы грубообломочных пород возрастают, а в жуковской свите они  преобладают.

   Магматические породы на рудном поле представлены  дайками риолитов и диоритовых порфиритов, которые контролируются крупными зонами  разломов северо-западного и субмеридионального направления. Севернее 3км находится гранитный батолит Чьорго, южный контакт которого полого погружается на юг, под  рудоносную площадь. Это подтверждается и геофизическими данными.

Осадочные толщи смяты в систему пологих брахискладок с углами падений на крыльях 15-250. Они пересекаются мощными (ширина 200-400м) зонами тектонических нарушений, из которых наиболее важное значение принадлежит зонам Табогинского разлома северо-западного простирания, определившего вытянутость рудоносной площади в этом направлении, и Главного субмеридионального разлома.

В ходе поисковых работ установлено широкое распространение   своеобразных пород, которые ранее рассматривались в составе осадочных толщ как песчаники (рис.1).

 

РИС.1. Распространение флюидизитов в структурах Табогинского рудного поля: 1-алевролиты, глинистые сланцы, редко мелкозернистые песчаники; 2-позднеюрский субвулканический комплекс: а) дайки диорит-порфиров; б) залежи и штоки риолитов; 3-залежи, дайки, штоки флюидизитов поздней юры (а), они же вне масштаба (б);   4- границы звеньев Табогинской зоны разломов(а), отдешифрированные и большей частью заверенные наблюдениями разрывные нарушения (б); 5-характер выражения разломов: а) зоны смятия, будинажа; б) зоны приразломного кливажа, разлистования, рассланцевания; 6-линейные зоны положительного ЕП по данным геофизических исследований и участки аномальных значений на них;  7-элементы залегания: а) слоистости; б) иных геологических границ; 8-продукты гидротермально-метасоматической деятельности: а) кварцево-жильные зоны; б) линейные метасоматиты серицит-кварцевого состава; в) линейные залежи метасоматитов кварц- серицит-карбонатного состава, нередко разложенные до линейных кор выветривания; 9-россыпи золота; 10-буровые профили и скважины на них.

 

Они слагают различные по морфологии крутые и пологие, резко секущие и согласные тела мелко- среднезернистого сложения. Грубозернистые разности (брекчии)   в единичных случаях встречены в керне скважин. По представлениям предшественников, которые выделяли рассматриваемые образования в жуковскую свиту, развитие обломочных пород подчиняется законам стратификации, и максимальный объем их приходится на верхнюю часть разреза. Однако, при картировании и разбуривании минерализованных структур было установлено, что наибольшие объемы обломочных пород устанавливаются во внутренних частях мощных (шириной 200-400м) северо-западных и субмеридиональных зон крутого (80-900) кливажа, где они составляют 70%-90% разреза. Изучение таких зон на глубину (профили 6,7) показало, что обломочные породы образуют сложное крутое ветвление и с глубиной объем этих образований скорее увеличивается. Вне зон разломов количество обломочных пород резко падает до 10-30% объема. Крупное тело этих пород закартировано на водоразделе р.р.Лев.Табога и Лев.Вершина.

Распространенная форма залегания обломочных пород – пластовые залежи, линзы, маломощные выклинивающиеся и разветвляющиеся прожилки (1-5см), штоки и дайки. Наиболее крупное тело водораздела Лев.Табога-Лев.Вершина образовано сложным сочетанием лакколитообразных форм, пластовых залежей и крутых и пологих даек. Вмещающие породы нередко у контакта на мощность 2-4см приобретают признаки термического закаливания, выражающиеся  в потере структур сланцеватости и кливажа, породы становятся  массивными, приобретают раковистый излом. Обломочные породы у контактов всегда  содержат различные по размерам и степени оглаженности обломки вмещающих пород. Иногда находятся довольно крупные (до 20х30см) глыбы черных углистых алевролитов и сланцев, в которых видны текстуры сланцеватости.

В крутых кливажных зонах разломов наблюдаются маломощные (доли метра – первые метры) круто залегающие и под тем же углом разлинзованные тела песчаникоподобных пород с редкими обломками (до 10-15см) алевролитов и сланцев. Вне зон нарушений, на участках пологого (20-300) залегания осадочных пород тела обломочных пород приобретает сложные очертания. Наблюдались штокообразные тела с короткими  линзовидными апофизами (рис.2), многие из которых залегают согласно слоистой толще. Границы их неровные, резкие, отчетливые, без переходов. Они срезают структуры кливажа и сланцеватости, наблюдаемые в алевролитах и сланцах.

Обломочные породы состоят из обломков плагиоклаза (25-45%), кварца (30-50%) и мельчайших черных частиц (0.01-0.4мм) углеродистых пород. Характерно практически полное отсутствие цемента. Количество обломков алевролитов возрастает иногда до 15-25%, придавая породам пятнистый облик. Вне обломков тел органический углерод  отсутствует. Этим они разительно отличаются от алевролитов и сланцев. Обращает на себя внимание однородный состав обломочных пород. Сортировка и окатанность обломков варьирует в широких пределах, хотя размеры их (масса), как правило, выдержаны.

  При внимательном микроскопическом изучении обломочных пород в слабо измененных разностях наблюдаются так называемые ударные структуры, когда отдельные кристаллы и их обломки при соприкосновении с частицами, обладающими большей массой, изгибались, охватывая их, разваливались на мелкие, почти неперемещенные частицы.

 Измененность обломочных пород, как правило, на порядок выше, чем в алевролито-сланцевой толще. Если в осадочных породах преобразования имеют отчетливо выраженный линзовидно-пятнистый характер, то обломочные породы изменяются  равномерно, с   полным замещением плагиоклаза альбитом и серицитом, ячеистой коррозией кварца и обрастанием его фельзитовым агрегатом кварца и полевых шпатов. В них же отмечаются прожилки кварца, карбонатов, серицита, ярозита, Сорг, сульфидов.  В продвинутых фациях метасоматитов происходит их полная перекристаллизация.

Силикатный анализ относительно свежих обломочных пород и вмещающих углеродистых сланцев, отобранных после   петрографических исследований пород Табоги и Дегдекана, выявляет их генетическую разнородность на обоих рудных полях (рис.3). На уровне слабых метасоматических преобразований поля обломочные породы и вмещающие углеродистые сланцы образуют самостоятельные поля, не перекрывающиеся на диаграммах SiO2Na2O+K2O .

Полученные данные свидетельствуют, что их образование проблематичных обломочных пород скорее всего  связано с высокотемпературными эндогенными процессами, протекающими после завершения складкообразования и сопровождающими магматизм. Все эти признаки свидетельствуют о более позднем образовании обломочных пород относительно вмещающих осадочных толщ, которые к этому времени прошли стадию регионального метаморфизма. Такие своеобразные условия могут возникать в газово-жидких флюидных потоках, формирующихся в проницаемых зонах дислокаций над продвигающимися в верхние ярусы земной коры магматическими очагами.  Данные образования могут быть материальным свидетельством массопереноса, совершаемого трансмагматическими флюидными потоками. На различных уровнях земной коры состав среды флюидного потока, повидимому, изменяется от существенно газового на больших глубинах до существенно жидкого на более высоких уровнях. Это согласуется с имеющимися данными, когда на верхних уровнях эрозионного среза картируются отчетливо выраженные признаки динамометаморфизма обломочными породами вмещающих сланцев. С учетом их генетической принадлежности предлагаем называть их флюидизитами. Таким образом, генетические признаки флюидизитов:

-          присутствие на различных стратиграфических уровнях мезозоид;

   -    приуроченность к зонам тектонических нарушений;

-          резко невыдержанная мощность и морфология слагаемых тел;

-          сваренные, секущие контакты по отношению к кливажу и сланцеватости во вмещающих породах;

-          иньекции в выше и нижезалегающие породы;

-          захват ксенолитов пород, несущих следы регионального метаморфизма;

-          морфология тел: ветвящиеся линзообразные залежи, штоки с апофизами;

-          резкие, извилистые контакты без признаков литологических переходов;

-          резко отличный фациальный, химический состав и степень метаморфизма по отношению к вмещающим осадочным породам;

-          однородность, слабая окатанность и сортировка обломочного материала;

-          характерный петрографический состав и наличие ударных структур.

 __________________________________________________

1.Белозерцев Н.В., Силичев М.К. Литология  и полезные ископаемые. М.: Наука. 1978. N2.С.152-158.

2.Бяков А.С., Ведерников И.Л. Стратиграфия пермских отложений Северовосточного обрамления Охотского массива, центральной и юго-восточной частей Аян_Юряхского антиклинория. Магадан. 1990г 68с.

3.Ермоленко В.Г. Проблемы геологии и металлогении Северо-Востока Азии на рубеже тысячелетий  т.1.Магаданю 2001г. с.32-34

    4. Чумаков Н.М. Стратиграфия. Геологическая корреляция. М. Наука. 1994г. т.2. N5. с.130-148.

5.Эпштейн О.Г. Литология и полезные ископаемые. М. Наука. 1972г. N3. с.112-125.

Категория: Публикации | Добавил: admin (30.03.2012)
Просмотров: 1120 | Теги: туфизиты, флюидизаты, флюидолиты | Рейтинг: 0.0/0
Всего комментариев: 0
Имя *:
Email *:
Код *: