127_p2487-01_D3_856

основные рудные столбы контролируются линиями сопряжения плоскостей рудных тел с секущими зонами поперечных разрывов.

Анализ структурных уровней деформирования показывает, что в контурах Талатуйского рудного поля фоновой является мелкая трещиноватость квадратно-прямоугольной сети, проявленной на уровне монолита. Далее на нее наложился сдвиговый структурный парагенез косоугольной сети (с первого по четвертый структурный уровень) и инъективный (четвертый уровень). В ходе последующего деформирования, из-за пластичных свойств среды и некоторой переориентировки векторов тектонических нагрузок, шел некоторый подворот трещинных систем и трансформация их вида вблизи крупных дуплексообразующих разрывов. При этом суперпозиция разнотипных ПТН осуществлялась только в пострудный период, характеризующийся уменьшением эндогенной активности Талатуйской РМС. В дорудный и рудный периоды интенсивные по энергетике ПТН локального уровня выступали в качестве автономнонезависимых от ПТН регионального уровня.

2.6.2. ИСП Любавинского рудного поля

Любавинское рудное поле приурочено к региональной зоне смятия и рассланцевания, которая, наряду с Любавинским, Хавергинским, Могильненским и другими разломами второго порядка, образует широкую (до 6 км) и протяженную (свыше 45 км) зону интенсивного смятия и дайкового магматизма субширотного простирания, известную как Любавинская коллизионная зона (рис. 102) [Zorin, Zorina, Spiridonov, 2001]. Основным типом разрывов, развитых в зоне, выступают долгоживущие субширотные швы взбросового типа [Биндеман, 1963], структурный план которых и является базовым при составлении ИСП Любавинского рудного поля.

Взаимоотношение типов рудной минерализации. Основной рудовмещающей структу-

рой рудного поля служит Центральный горстовый блок (0,5–1,5×14,0 км), в средней части которого располагается Любавинское месторождение, на восточном фланге блока размещается Николаевское, а на западном – участок Хайластуй. Магматические образования в виде узкого дайкового пояса, размещающиеся по южному флангу Центрального блока, контролируются широкой (до 0,5 км) зоной смятия Любавинского взбросо-надвига. В зоне смятия находятся серии небольших каркасных интрузий (Больше-Федоровская, Мало-Федоровская) и штоков (Евграфовский, Геологический) гранит-гранодиоритового состава (рис. 103). Относительно возраста штоков и даек – это полихронные образования, имеющие гетерогенный состав. Об некоторой древности малых гранит-гранодиоритовых штоков Любавинской рудной зоны по сравнению с гранитоидами Хамаро-Тыринского массива кыринского комплекса (Т3-J2) писали В. А. Обручев [1912; 1918] и Ю. А. Билибин [1947]. Однако более поздние исследователи такую точку зрения не восприняли.

В ходе наших работ были откартированы дайки кварцевых порфиров, секущие Любавинские штоки гранитов. Далее на восток дайки кварцевых порфиров отчетливо метаморфизованы в широком контактовом ореоле Хамаро-Тыринского массива. Здесь в дайках появляются гнезда тонкочешуйчатого биотита, сыпь мелкокристаллического граната и калиевого полевого шпата. Таким образом, подтверждается вывод об относительно более древнем возрасте штоков любавинских гранитов по сравнению с хамаро-тыринскими.

Исходя из установленых возрастных соотношений понятна причина повсеместного проявления в гранитоидах Евграфовского штока объемного катаклаза, грануляции и разнообразных вторичных дорудных изменений. Гранодиорит-порфиры этого штока на отдельных участках претерпели грейзенизацию (окварцевание, калишпатизацию, турмалинизацию), желе- зо-магнезиальный метасоматоз (флогопитизацию, биотитизацию, амфиболизацию), ороговикование, позже – альбитизацию, окварцевание, сульфидизацию и карбонатизацию. Порой такие преобразования приводят к полному изменению их первичного состава, тем самым значительно усложняя операции петрохимических пересчетов нормативных составов подобных пород. Уже после становления самых поздних (внутрирудных) даек диоритовых порфиритов и лампрофиров сохондинского комплекса проявилась интенсивная серицитизация и березитизация, фиксирующаяся как в дайках лампрофиров, гранитоидах, в контактовых зонах поздних кварцевых жил, так и в контурах штокверковых зон с кварц-полисульфидной минерализацией. В ряде случаев дайки поздних диоритовых порфиритов при проявлении натрового автометасоматоза преобразовались в апопорфировые серицит-альбитовые породы рыхловатого облика.

150

Рис. 102. Тектоническая схема Любавинской коллизионной зоны. Составил С. П. Летунов. Геологическая основа – по данным Н. Н. Биндемана, Ю. П. Березина, Д. Н. Алексеева и Ю. И. Симонова,

тектоническая основа – по Ю. А. Зорину [Zorin, Zorina, Spiridonov, 2001].

1–2 – кратонизированные (аллохтонные) тектонические блоки (А – Аргунское крыло, Б – Даурское крыло): 1 – горизонты филлитовидных сланцев ононской свиты (PR3), 2 – рассланцованные горизонты песчаников и алевролитов агуцинской свиты (С1–2); 3 – задуговые образования Ононской островной дуги (Люба- винско-Хапчерангинская зона – В) (автохтонный тектонический блок) (метавулканиты хапчерангинской серии (Р2 – Т2)); 4–5 – образования постколлизионных (наложенных) вулканических впадин (Г – Алтано-Кыра- Бырцинская) и терригенных прогибов (Д – Ононский): 4 – туфоконгломераты, кластолавы и лавобрекчии бырцинской свиты (J2–3), 5 – нижнемеловые конгломераты, песчаникии алевролиты; 6 – коллизионные магматические образования (гранодиориты и граниты даурского комплекса (Р2 – Т1)); 7–9 – постколлизионные магматические образования: 7 – диориты, гранодиориты и граниты кыринского комплекса (Т3 – J1) (Х-Т – Хама- ро-Тыринский массив), 8 – гранит-порфиры харалгинского комплекса (J3), 9 – граниты борщевочного комплекса (J3); 10–14 –структурные элементы: 10 – границы гранито-сводовых структур (Е – Любавинская блоковокупольная структура), 11 – вулкано-купольные структуры, 12 – крупные вулканические жерловины, 13 – блокоразделяющие разрывы: надвиги (а) и взбросы (б); 14–17 – внутриблоковые нарушения: 14 – сдвиги (а) и сбросы (б), 15 – скрытые разломы, 16 – зоны смятия, 17 – минерализованные зоны рассланцевания и дробления (– Любавинская, – Хавергинская, – Харатуйская); 18–20 – рудные объекты: 18 – кварц-золоторудные (а – месторождения: 1 – Любавинское, 2 – Хавергинское, б – рудопроявления: 3 – Николаевское), 19 – олово-полиметаллические (а – местороджения: 4 – Хапчерангинское, 5 – Тарбальджейское, б – рудопроявления: 6 – Харатуйское), 20 – вольфрам-молибденовые рудопроявления (7 – Хан-Обо, 8 – Бырка-Даван)

Учитывая факты пересечения ряда ранних золотосодержащих кварцевых и полевош- пат-кварцевых жил (ж. Глубокая-1 и кварц-полевошпатовые жилы Евграфовского карьера) дайками лампрофиров, а последних – сериями золотоносных жил кварц-сульфидного и поле- вошпат-кварцевого составов, по-видимому, можно сделать вывод о трехэтапности развития золоторудной минерализации в Любавинском рудном поле.

151

Рис. 103. Структурная позиция золоторудных жил в пределах Любавинской зоны смятия.

1 – штоки гранит-порфиров и гранодиоритов (1 – Геологический, 2 – Евграфовский); 2 – осадочновулканогенные образования: а – сланцы нижнего структурного этажа (агуцинская свита), б – туфопесчаники верхнего структурного этажа (хапчерангинская свита); 3 – кварцевые жилы; 4 – 5 – жиловмещающие разрывные нарушения: 4 – сдвиги (а – первого порядка, б – второго порядка), 5 –взбросы (а – ранние, б – поздние); 6 – направления действия сжимающих усилий субмеридионального (а) и субширотного (б) структурных планов

О полихронности золоторудной минерализации свидетельствуют и другие факты. Так, Н. А. Китаевым [1977] отмечались явления перераспределения W, Mo, Cu, Sn, Zn, As в контурах тех геохимических ореолов, которые располагались вблизи малосульфидных золотокварцевых жил. При этом В. А. Булановым [1975] отмечено явление некоторой оторванности от золоторудного кластера редкометалльной плеяды геохимических элементов, с которыми, по его мнению, золото никак не связывается.

Сам кварцевый агрегат многих золоторудных жил не только повсеместно пластически деформирован (разбит линейными полосами микродеформации), но и гранулирован, с последующей его рекристаллизацией [Рябых, Корж, 1985]. По многочисленным трещинкам в подобных кварцах повсеместно развит мелкий серицит. Подобный деформированный кварц отличается, по данным В. В. Коржа [1987], от других кварцев своими физико-механическими параметрами: его плотность понижается с 2,64 до 2,4 г/см3. Именно к подобным разностям структурно разрыхленного кварца и приурочена повышенная вкрапленность ангедральных выделений самородного золота [Шубин, 1984].

Газово-жидкие включения в деформированных кварцах в большей мере уже декрепитированы. Отмеченным обстоятельством вызваны также факты малого содержания газовой фазы в ранних кварцах, например кварц имеет СО2 всего около 0,69 мкл/г по сравнению с 7,1 мкл/г для позднего кварца. Эти же кварцы имеют и пониженные температуры гомогенизации – кварц имеет t°гом около 220°, а более поздний – 280°. Наличие среди сульфидных руд агрегатов систем распада твердых растворов типа сфалерит-халькопирит-пирротинового и халькопирит-сфалеритового, как известно, указывает на относительную высокотемпературность процессов более позднего рудообразования.

Аналогичные особенности типичны и для кварцев, сопровождающих турмалиновую и флогопитовую минерализации, t°дек их кварцев всего около 140–180°, что невероятно низко для этих столь обычно высокотемпературных ассоциаций. Между собой турмалиновая и флогопитовая минерализации дополнительно объединены сходными наборами элементов-примесей. В то же время непосредственных взаимоотношений турмалина и флогопита нет, но есть данные, указывающие на смену калиевого метасоматоза (грейзенизации, развитой на месторождении) на натрово-магнезиально-железистый (скарнирование). В составе последней ассоциации и отмечается флогопит, шеелит, биотит, гранат, роговая обманка, актинолит, альбит, молибденит и арсенопирит.

152

Особенно часто факты секущего взаимоотношения кварц-флогопитовых прожилков с жилами ранних кварцев отмечаются на участке Николаевском, находящемся в зоне температурного воздействия гранитоидов Хамаро-Тыринского массива. Скорее всего, именно эта приконтактовая зона прогрева и оказала метаморфизующее, скарнирующее и регенерирующее воздействие на осадочные толщи и на слабозолотоносные жилы ранних кварцев Любавинского месторождения. Дополнительному прогреву способствовал и установленный факт пологого погружения (под углами около 35–40°) контакта Хамаро-Тыринского массива под структуры Любавинского рудного поля.

Близость гранитоидов Хамаро-Тыринского массива к полям развития рудных жил восточного фланга Любавинского месторождения, по-видимому, привела к наложению на ранние слабозолотоносные ассоциации более высокотемпературной W-Mo редкометалльной минерализации. Поэтому формирование продуктивной золото-полисульфидной минерализации, начавшееся в «постхамаро-тыринское время», характеризовалось повышенной активностью калия, предопределившей появление на кристаллах кварца каемок микроклин-пертита. В таких кварцевых жилах, подвергшихся изменению, альбит вновь становится постоянным спутником рудоносного кварца.

Упорядоченность жильных систем. Вывод о многоэтапности проявления как кварцевой, так и золоторудной минерализации, развитых в контурах Любавинского рудного поля, подкрепляется и структурными наблюдениями. Прежде всего, обращает на себя внимание разнообразие ориентировок кварцевых и кварц-полевошпатовых жил, выявленных при анализе максимумов их полюсов, фиксируемых на сводной диаграмме жил для данного месторождения (см. рис. 91, сфер. 1). На ней приведен результат обработки 146 замеров элементов залегания всех жил, замеренных нами в контурах Любавинского рудного поля. В ходе структурных построений выявлено два типа поясов полюсов жил – малый круговой (с субвертикальным положением оси В1) и большой жильный пояс, имеющий субмеридиональное простирание (ось В2 субгоризонтальна). Малый круговой жильный пояс, отвечающий обстановке одноосного субвертикального сжатия-растяжения, всегда проявляющийся на любых сводных диаграммах жил Любавинского месторождения, на структурных сферограммах, отстроенных для отдельных участков, уже не виден. Это обстоятельство свидетельствует о региональном уровне обусловившего его ПТН и наличии иных локальных структурных обстановок на конкретных рудных участках.

Для установления ранговой соподчиненности деформационных структур и вызвавших их ПТН, развитых в столь разнообразных дизъюнктивных, пликативных и инъектвных структурах Любавинского рудного поля, необходимо прежде всего провести ранговое сопоставление основных рудоконтролирующих структур. Итоги рангового анализа послужат основой для построения индивидуального структурного паспорта (ИСП) как всего месторождения, так и для отдельных рудных участков.

Дизъюнктивные структуры. Вблизи Любавинской надвиговой зоны господствующим является взбросовый структурный парагенез. На диаграммах ориентировки жил он выражен появлением субмеридионального пояса полюсов, ось В2 которого размещается вблизи граммапроекции плоскости Любавинского разлома. Еще более «рельефно» такой пояс фиксируется на отдельных участках, например по падям Мало- и Больше-Федоровская (см. рис. 91, сфер. 3). На других диаграммах, вместо рассматриваемого пояса, устанавливается отчетливо выраженное двухмаксимумное распределение полюсов трещин (см. рис. 91, сфер. 4 и 5). На диаграммах полюсов жил с других участков (Евграфовский, Геологический), наряду с поясом взбросового поля, выявляется динамическое воздействие и других ПТН еще более локального уровня. Чаще всего они относятся к деформационным структурам, образованным относительно более молодым сдвиговым ПТН, пояс которого имеет ось В3.

Кардинально иной тектонический план выявляется при изучении ориентировок кварцсульфидных и карбонат-сульфидных жил и прожилков, распространенных в контурах всего месторождения. Вне зависимости от локальных типов рудовмещающих блоков, структурный план прожилковых систем всегда однотипен, отличаясь проявлением субширотного пояса полюсов (см. рис. 91, сфер. 6). В пределах субширотных поясов отмечается 3–4-максимумное распределение систем рудных прожилков, определяемое положением систем субмеридиональных сколов, трещин отрыва и трещин сплющивания (рис. 104). При этом основным тектоническим полем, ответственным за формирование полисульфидных и сульфидно-карбонатных тел,

153

выполняющих рассматриваемые трещинные системы, выступало взбросовое поле субширотного сжатия (рис. 104, сфер. 10). В редкие периоды тектонической разрядки сжимающих усилий оно, по-видимому, трансформировалось в сбросовое поле (рис. 104, сфер. 3), маркирующее стадии активного рудоотложения.

Рис. 104. Сферограммы рудных прожилков участка Геологический (горизонт 990 м шахты Центральная) по С. П. Летунову.

Типы сферограмм: 1–3 – сводные диаграммы ориентировок прожилков для всего рудного участка: 1 – кварц-полевошпатовых, 2 – кварцевых (с сульфидами), 3 – сульфидных; 4 – ориентировка кварцевых прожилков в околорудном пространстве жилы Глубокая-1; 5 – сульфидные просечки в дайке лампрофиров; 6 – характер ориентировки кварцевых прожилков в рудной зоне № 1; 7 – кварцевые прожилки из межжильного пространства; 8 – сводная диаграмма ориентировки по всем типам рудных прожилков для уч. Геологический; 9–10 – ориентировка трещин скола: 9 – вблизи жилы № 13, 10 – в удалении от жилы № 13.

На диаграммах 1, 3, 10 – положение осей напряжений определено по методу П. Н. Николаева; на диаграммах 2, 7, 8 – по методу В. Д. Парфенова.

Условные обозначения для сферограмм см. на рис. 69

Сходство структурных планов полисульфидных жил и прожилков, развитых на разных участках месторождения, примечательно рядом обстоятельств. Во-первых, на участке Евграфовский полисульфидные жилы и прожилки размещаются как в гранитоидах Евграфовского штока, так и в пермотриасовых осадочно-вулканогенных отложениях верхнего структурного этажа. Во-вторых, подобные системы на уч. Геологическом есть еще и в метаморфических породах домезозойского субстрата. При этом в структурном парагенезе верхнего структурного этажа отсутствует лишь система субвертикальных трещин субширотного простирания (осепоперечных сколов), наследующих плоскости кливажирования. Четырехкомпонентный структурный парагенез рудных прожилков, судя по литературным данным, характерен и для средних горизонтов месторождения [Шубин, 1984], погашенных к периоду изучения их автором.

В отличие от структурных планов полисульфидных жил и прожилков, структурные планы более ранних золото-кварцевых и кварц-полевошпатовых жил гораздо сложнее. Мор-

154

фология, состав и ориентировка таких жил зависела от растянутости во времени периода рудообразования, а также и от типа вмещающих пород, их текстурных и структурных особенностей. Особенно отчетливо влияние литологического фактора сказывается на жилах, имеющих кварц-полевошпатовый состав. Крупные субширотно ориентированные жилы при подходе к гранитным штокам, как это отмечалось всеми исследователями структуры месторождения, либо выклиниваются зонами мелкого прожилкования, либо меняют азимуты и углы своего простирания. Одновременно в них, как указывалось, происходит смена минерального состава самих жил. Вблизи гранитных штоков жилы существенно полевошпат-кварцевые, с маломощной микроклиновой оторочкой в зальбандах жил, включением чешуек молибденита, зерен арсенопирита, пирита и шеелита. По мере удаления от интрузий в жилах содержание полевых шпатов уменьшается, а количество сульфидов остается прежним или уменьшается незначительно.

Мелкие кварц-полевошпатовые жилы размещаются только в гранитном субстрате и по отношению к Любавинской тектонической зоне занимают диагональное или осепоперечное положение (см. рис. 103). На участке Больше-Федоровском и Евграфовском кварцполевошпатовые жилы часто наследуют и системы пологих трещин отрыва, и в связи с этим морфология и элементы залегания этих жил обычно не выдержаны.

Данные тектонофизического анализа жиловмещающих структур Любавинского месторождения показывают, что формирование ранних слабозолотоносных кварцевых и полевош- пат-кварцевых жил произошло в едином тектоническом поле субмеридионального сжатия, имеющем региональный уровень развития. Только для участков развития песчано-сланцевых толщ ось 1 взбросового ПТН субвертикальна (см. рис. 42, д-28, 29), а для гранитов ось 1 этого ПТН субгоризонтальна и отвечает обстановке сдвигового деформирования (см. рис. 42, д-1).

При подходе жил к контакту гранитных штоков трансформация «сланцевого» взбросового структурного плана в «гранитный» сдвиговый план осуществлялась путем постепенного выполаживания оси 1 регионального ПТН. По указанной причине субширотные жилы восточного фланга участка Евграфовский, находящиеся среди сланцев (жилы Евграфовские № 1, 2, 3, 4, 5), при их «входе» в гранитный шток резко меняют свое простирание на СЗ и ЮЗ направление (см. рис. 103). Аналогичная ситуация отмечается и с жилами Новая и НовоЕвдокиевская, а также с Поисковыми жилами, размещающимися на участках Баян-Зурга и Больше-Федоровский. На участке Геологическом подобным образом себя ведут жилы Глубо- кая-1, Глубокая-2 и жила № 54.

В пределах субширотно ориентированных жил, залегающих среди метаморфических пород, наряду со структурными элементами взбросового поля, есть и маркеры, указывающие на правосдвиговые перемещения небольшой амплитуды (0,5–5,0 м). Такие подвижки, по ряду наших данных, осуществились несколько позднее взбросовых, предшествуя массовому отложению минералов золото-полисульфидной стадии. Фрагменты подобных подвижек устанавливаются и при анализе сферограмм кварцевых прожилков, замеренных на участке Геологический. Проявляются сдвиговые подвижки в виде наличия косоориентированного пояса полюсов (рис. 104, сфер. 2). Правосдвиговая компонента смещения крыльев подобных жил и прожилков, скорее всего, была вызвана достижением деформируемой системой предела своей добротности по взбросовому направлению.

Вблизи жиловмещающих плоскостей субширотных разрывов, за счет явления их динамического влияния и более повышенной пластичности зон, происходит явление пологого искривления траекторий ОГНН регионального поля. В целом идет подгиб оси 3 к плоскостям тектонических зон с приобретением осями полого склонения на юго-восток (см. рис. 42, сфер. 7, 9). Вектор вызываемой отмеченным выше сжатием тектонической подвижки соответствует правостороннему взбросо-сдвигу с азимутом восстания от 95° до 120° на восток-юго-восток при угле восстания, равным 20–30°. Ось 2 в данном ПТН занимала положение, близкое к линии падения плоскостей рассматриваемых кварцевых жил. Из-за синрудности подвижек данного типа подобное крутонаклонное положение, совпадающее с ориентировкой осей 2, унаследовали и оси золоторудных столбов, выявленные в пределах протяженных жил Любавинского и Хавергинского месторождений.

В системах кварц-сульфидных прожилков, развивающихся вблизи жил ранних кварцев, золотоконтролирующий правосдвиговый структурный план наиболее отчетливо фиксируется на участках выклинивания субширотных жил ранних кварцев, т. е. тех интервалов жил, кото-

155

рые дорастали в золотопродуктивную стадию. По таким структурным особенностям появляется возможность различать в сложных кварцевых жилах интервалы как раннего формирования при взбросовой кинематике, так и интервалы их более позднего дорастания уже при подвижках сдвигового типа. По этой причине, как указывалось, золоторудные столбы приурочены к участкам выклинивания жил.

Детали локальной структурной упорядоченности жиловмещающих структур Любавинского месторождения устанавливаются при анализе характера сопряжения жиловмещающих сколовых систем. Всего выделяется две пары подобных сколов – «а» и «б» (см. рис. 91, сфер. 2). Пара системы «а», имеющая угол сопряжения около 65°, характерна для жил субширотного простирания. Вторая сопряженная пара типа «б», угол сопряжения плоскости которой составляет около 75°, характерна для субмеридиональных жил. По относительному времени заложения, как указывалось выше, сколы первой системы являются наиболее ранними, вторые – наиболее поздними. Однако, несмотря на разновозрастность данных систем, линия сопряжения жил первой системы жил (ось 21) является строго ортогональной к линии сопряжения жил второй системы (оси 22). Угол их встречи равен 91°.

Наряду со стандартными двойными системами «а» и «б», можно выделить сопряженные с ними жилы типа «в», залегающие субгоризонтально (ж. 53, Ново-Евдокиевская). Пологие жилы, занимая плоскости действия 2 3, соответствовали плоскости размещения трещин отрыва (см. рис. 43).

Все три системы выше рассмотренных жил (а, б и в) хорошо вписываются в модель куба деформирования, занимая четыре его диагональных направления (рис. 105, III уровень). При этом трещины отрыва «в» наследуют проекцию субгоризонтальной плоскости куба деформирования. Этот жильный структурный парагенез можно пополнить субширотной системой субвертикальных трещин отрыва, соответствующих положению раннерудных даек кварцевых порфиров.

Появление геометрически упорядоченных фигур деформирования может свидетельствовать не только об общем структурном единстве всех золотоносных жил месторождения, но и о процессах единой структурной самоорганизации деформационных процессов во всей Любавинской зоне смятия. При подобном подходе жилы месторождения следует рассматривать как составные части единого генерального структурного парагенеза дизъюнктивного типа, характерного для всей Любавинской коллизионной зоны.

Несколько по-иному себя ведет структурный план Евграфовской штокверковой зоны, являющийся автономным как по отношению к жильным структурам, составу вмещающих пород, так и по типам блоковых и пликативных структур. Как указывалось, в распределении прожилков главную роль играли узлы пересечения зон субмеридиональных и субширотных надвиговых структур. Особо насыщенными рудными прожилками оказались висячие и лежачие крылья субмеридиональных сместителей, имеющие восточное падение (рис. 105, IV и V структурные уровни). Условия деформирования соответствовали обстановкам одноосного горизонтального сжатия (вдали от тектонических швов) и одноосного вертикального растяжения (вблизи шовных зон).

Инъективные структуры. Факт кольцевого распределения жил можно отчетливо различить в характерном круговом узоре изоконцентрат плотности полюсов (см. рис. 91, д. 1). Наличие кругового узора позволяет заключить, что в структуре месторождения, помимо прочих, есть еще один закономерный управляющий параметр. В районе превалирующего развития линейно-складчатых структур круговой узор не мог быть итогом формирования линейных элементов. Для объяснения не подходит и модель одноосного деформирования, которое обычно развивается в пределах высокопластичных шовных зон крупных разрывов. Во-первых, плоскости кварцевых жил часто косо пересекают подобные зоны смятия без изменения их морфологии; во-вторых, отмечается несопоставимость масштабных уровней проявления внутриразломного тектонического течения и площадей, занятых жильными полями.

Остается проанализировать роль инъективно-магматогенных структур, ряд из которых выявлен нами при детальном геологическом картировании структур Талатуйского месторождения в масштабе 1:10000. Сначала кольцевые элементы были установлены при дешифрировании разнообразных аэро- и космоснимков, а затем и подтверждены как геолого-структурными построениями, а также и морфометрическими данными (С. П. Летунов, 1991, фондовые мате-

156

риалы). Определяющую роль здесь, вероятно, сыграла тектонодинамическая активность, генерировавшаяся ядром Любавинской бло- ково-купольной структуры (БКС) (см. рис. 102). Разномасштабные кольцевые разломы рассматриваемой структуры отчетливо накладываются на пликативные формы складчатого основания и контуры ХамароТыринского массива гранитов. Этот кольцевой план подчеркивается параллельностью разломов бортам верхнеюрско-нижнемеловой Бырцинской вулканической впадины, а также и узорам гидросети (см. рис. 25). Внешний диаметр купольно-кольцевой структуры составляет около 16×20 км, а внутреннего ядра – 3,5×5,0 км (см. рис. 39).

Предыдущие исследователи рассматривали Любавинские штоки гранитоидов как апофизы или акмолиты глубоко залегающего на данном участке гранодиоритового кыринского комплекса батолита, постепенно погружающегося от Хамаро-Тыринского массива в сторону Любавинского рудного поля [Биндеман, 1963]. За такую точку зрения свидетельствуют и данные о близости петрохимических составов сравниваемых пород [Шубин, 1984]. Однако исследования редкоэлементного состава гранитоидов ХамароТыринского массива и гранодиоритов Евграфовского штока, выполненные Л. В. Таусоном, Н. А. Китаевым, В. А. Булановым и др. в период 1969–1973 гг., свидетельствуют об их независимом происхождении.

После всестороннего анализа геохимических данных В. С. Антипин [1986] разработал точку зрения об участии в формировании Любавинской РМС потенциально рудоносных на золото латитовых магм, которые инициировали плавление корового материала с образованием известково-щелочных и про-

межуточных высококалиевых известково-щелочных магм от раннего мезозоя до третичного периода. В ряде случаев функционирование латитовых магм, по [Спиридонов, Зорина, Китаев, 2006], происходило параллельно с известково-щелочными магмами сохондинского и, возможно, кыринского комплексов. Не исключено, что при этом могло происходить их смешение в промежуточных очагах с латитовыми магмами и формирование гибридных разностей типа хапчерангинской серии и других комплексов. Далее за счет процессов ассимиляции, по нашему мнению, часть золота могла поступать при плавлении слабозолотоносных сланцевоуглеродисых толщ, широко развитых в нижнем структурном этаже ЛюбавинскоХавергинского рудного узла. По указанной причине становится понятной имеющаяся в Любавинском узле связь золоторудной минерализации с теми гранитоидными комплексами (даурским, кыринским и др.) и субвулканическими сериями (хапчерангинской, сохондинской и др.), которые сформировались за счет гранитизации и переплавления слабозолотоносных толщ. В других районах Забайкалья, где исходных слабозолотоносных осадочно-метаморфических толщ нет, там и рассматриваемые магматические комплексы золоторудной специализации не имеют. Из-за явлений гибридизма дайковые комплексы Любавинской РМС по редкоэлемент- но-петрохимическому составу весьма похожи, как это отмечали Г. В. Шубин [1984], В. С. Ан-

157

типин [1986] и другие, на андезит-диорит-гранодиоритовую ассоциацию Юго-Восточного Забайкалья и амуджиканский (амуджикано-сретенский) комплекс Восточного Забайкалья.

Мантийное положение очагов латитовых магм обусловило длительность развития Любавинской рудно-магматической системы, пестроту состава гибридизированных и ассимиляционных магматических продуктов, а гипоцентр очага латитовых магм маркирует положение центра Любавинской блоково-купольной структуры (БКС).

К моменту проявления процессов кварцевожильного оруденения центральная часть Любавинской БКС уже просела по кольцевым разломам, несколько сместившим шов Любавинского надвига. Поэтому часть золото-кварцевых и кварц-полевошпатовых жил в своем размещении использовали системы полукольцевых разломов Любавинской БКС. Вместе с тем золотоносными жилы становились только на тех интервалах полукольцевых разломов, где они пересекали широтные структуры Любавинской коллизионной зоны.

Моделью данного вида структурирования может быть выбран куб инъективного деформирования с вписанными в него системами кольцевых разрывов Любавинской БКС и полукольцевым поясом кварцевых жил (рис. 105, II структурный уровень).

Пликативные формы. В пределах рудного поля развиты образования двух, имеющих разные структурные планы тектонических этажей – нижнего (PR3 – PZ2) и верхнего (PZ3 – MZ1), контактирующих по взбросо-надвиговым зонам (см. рис. 102). В нижнем этаже интенсивно развита изоклинальная складчатость субширотного плана с субвертикальным кливажем осевой плоскости. Шарниры изоклинальных складок крутонаклонны. В верхнем этаже сформирована система изометричных открытых складок северо-восточной виргентности с шарнирами, ундулирующими полого на СВ (рис. 105, I уровень).

Золотоносные жилы месторождения распространены в пределах Центрального горстообразного блока, сложенного породами нижнего структурного этажа (см. рис. 104). В центральной части Любавинской зоны смятия этот блок зажат в виде надвиговой пластины между двумя взбросовыми плоскостями (см. рис. 103). Структурная модель рассматриваемого типа деформирования в общем виде представляет собой комбинацию синскладчатых взбросов, ограничивающих пакеты изоклинально смятых складок, возникших при интенсивном субмеридиональном сжатии территории (см. рис. 102 ранг I).

По отношению как к складчатым, так и взбросо-надвиговым поверхностям жилы, при их продольно согласном простирании, в разрезе имеют кососекущие взаимоотношения с напластованием и швами Любавинской надвиго-взбросовой зоны (см. рис. 40). Можно заключить, что пликативные формы впрямую не оказывают структурного влияния на характер элементов залегания отдельных жил, но в целом контролируют размещение жильных полей (Любавинского, Хавергинского, Харатуйского) в Любавинской коллизионной зоне. Поэтому пликативным формам отводится роль опосредствованного рудоконтроля, имеющего значение только на уровне рудного узла или рудного района.

Выводы по характеру внутрирудной тектоники Любавинского рудного поля. На дан-

ном рудном объекте, как никаком другом из золоторудных месторождений Забайкалья, весьма отчетливо проявлена полихронность формирования рудной минерализации (Р2 – J3), оценивающаяся периодом порядка 100–124 млн л. Наличие внутрирудных гранитоидных штоков и ряда дайковых и вулканических серий пестрого состава, имеющих латитовый уклон магм, предопределили сложную историю формирования структуры месторождения и рудного поля, не отделимую от истории становления Любавинской коллизионной зоны и Любавинской БКС мантийного заложения. При этом наряду с появлением новых по ориентировке систем разрывных нарушений, происходило систематическое подновление старых. Многие из них выступили в качестве жило-вмещающих полостей. Вместе с тем длительность формирования тектонических структур не сказалась, как ожидалось, на появлении большого числа, по ориентировке, как систем разрывов, даек, так и жил. Полный структурный парагенез рудного поля для жил состоит всего из пяти по ориентировке систем плоскостей и четырех дайковых, наследующих плоскости семи систем разрывных нарушений.

Сведение всех выявленных дизъюнктивных, инъективных и пликативных схем деформирования в виде рангово-соподчиненного ряда структурных форм позволяет создать индивидуальный паспорт структурных форм Любавинского рудного поля (см. рис. 105). В нем структурно обособленными являются пять ранговых уровней деформирования. От первого уровня до четвертого в развитии рудоконтролирующих структур рудного поля отмечается явление

158

структурного унаследования все более локальными структурными парагенезами структурных форм деформирования, образованных в обстановке регионального субмеридионального сжатия во взбросовом ПТН. И только на уровне мелкой трещиноватости, развитой в штокверковых зонах, фиксируется несколько автономный структурный план, обусловленный не субмеридиональным сжатием, а субширотным, сменяемым вертикальным сжатием территории и развитием сбросовых структур. Частично структурный план субширотного сжатия прослеживается на уровнях рудного участка и месторождения.

2.6.3. ИСП Балейского рудного поля

Балейское рудное поле объединяет ряд мелких месторождений, рудопроявлений и перспективных участков, находящихся в контурах Балейского грабена и его прибортовых частях. Площадь рудного поля, состоящего из трех участков (Цетрального, Западного и Восточного), составляет около 50 км2. В Центральном блоко-куполе (11,5 км2) разведаны и отработаны такие рудные объекты, как штокверки Северный и Южный, входящие в состав собственно Балейского месторождения, Тасеевское месторождение; в бортах размещаются непромышленные проявления Золотая Горка, Рудная зона VIII, рудная зона штольни № 17. В Западном блоке (14,5 км2) находятся Новотроицкое и Кокуйское месторождения, проявление НижнеКокуйское и участок горы Крестовской. В Восточном блоке (24 км2) – это месторождение Каменский карьер, участок г. Монастырской и др.

Выяснение вопроса структурного контроля золотого оруденения в трех структурных этажах Балейского рудного поля и определение причин его отсутствия в среднем и в большей части первого этажа невозможно провести без определения роли крупных рудоконтролирующих структур. Ряд из них имеет скрытый характер по контролю над размещением рудных тел и слабую проявленность в элементах геологического строения. К таковым структурам прежде всего относятся инъекционно-реоморфические и гранитогнейсовые купола, а также зоны поперечных разрывов. Первые находятся в осадочном чехле, вторые – в фундаменте, третьи секут чехол и фундамент.

Особенности инъективных структур осадочного чехла грабена. В осадочном чехле грабена, наряду с многочисленными обвальными и оползневыми конгломерато-брекчиями, присутствуют маломощные прослои туфобрекчий, туффизитов, туфов и разнообразные инъек- ционно-реоморфические как послойные, так и секущие их брекчиевые образования эксплозивного типа. Выясняется, что весь осадочный комплекс пород после диагенеза дополнительно подвергся существенной тектонической переработке, выразившейся в появлении зон послойного рассланцевания, участков повышенной трещиноватости, дезинтеграции и объемного катаклаза. В целом на ряде участков этот комплекс представляет собой пестрые тектонокатаклазиты и тектоно-метасоматиты [Гладков, Татаринов, Томилов, 1989], тектонические пакеты и блоки которых с некоторым разворотом шарнирно сброшены и надвинуты на другие (рис. 106) [Летунов, 1986]. Интенсивность процессов объемной тектонической переработки нарастает по мере приближения к контакту Борщевочного массива. В этом же направлении увеличиваются размеры обвальных брекчий, отдельные глыбы которых нередко имеют большие объемы (десятки кубических метров).

Особенно много тектономикститовых форм на западном фланге Балейского грабена, т. е. в пределах Западного (Новотроицкого), наиболее просевшего, блока. В нем, согласно нашим данным, по поверхностям напластования, имеющим наклон 30° на северо-восток, в западном направлении по типу взбросо-надвигов произошло счешуивание ряда пластин, сложенных нижнемеловыми комплексами. Находящиеся в основании грабена верхнеюрские вулканиты шадоронской свиты, в отличие от других участков грабена, где они залегают моноклинально, здесь собраны в серию крупных разорванных антиклинальных складок волочения с западным запрокидыванием и надвиганием на Дутурульский блок. Такие факты фиксируются в обнажениях в подножье горы Крестовка. Следовательно, высокая тектоническая активность начала проявляться еще в начальный период заложения разрывных структур грабена и оставалась таковой на всем протяжении его развития. В рудный и пострудный периоды тектоническая активность, как указывалось, медленно смещалась к его южному борту.

159