Полная версия

Главная arrow География arrow Генетическая минералогия и стадиальный анализ процессов осадочного породо- и рудообразования

  • Увеличить шрифт
  • Уменьшить шрифт


<<   СОДЕРЖАНИЕ ПОСМОТРЕТЬ ОРИГИНАЛ   >>

Фациально-вещественный и стадиальный контроль рудоносности верхоянского комплекса

Вышеприведенные заключения имеют прямое отношение к анализу закономерностей локализации металлических руд в терригенных формациях, особенно в таких, у которых отдельные фациальные комплексы обогащены изначально сапропелевым ОВ и содержат Сорг. выше 3%, кое-где до 5-10%. Это так называемые «черносланцевые» комплексы, которые мы впредь будем именовать «высокоуглеродистыми». Их достаточно много в составе палеозойской формации верхоянского комплекса Ф-1. Её породы содержат надкларковые количества золота, а в определённых местах — рудные скопления этого металла (Андреев,

Япаскурт, 1998; Кокин, Силичев, 1987; Кокин, Сухоруков, Шиши- гин, 1999; Коробицын, 1975; Япаскурт, Симанович, Старостин, 2007 и др.).

Теперь известно, что золотоносность пород Ф-1 контролируется, в основном, тремя факторами: 1) — фациально-вещественным, 2) — тектоническим и 3) — стадиально-минералогическим {в зоне метагенеза). На третьем факторе мы сконцентрируем главное внимание, охарактеризовав перед этим первые два фактора, благоприятствующие локализации металла.

Применительно к этим образованиям верхоянского складчатого комплекса О.В. Япаскуртом, В.С. Андреевым и Л.М. Ната- повым было доказано, что наивысшие концентрации тонкодисперсного золота были сосредоточены в отложениях фаций дистальных турбидитов, т.е. в осадках конусов выноса у подножья континентального склона окраинно-материкового котловинного морского палеобассейна (Андреев, Япаскурт, 1998). Здесь аномально-повышенное содержание золота совпало с повышенными концентрациями тонкодисперсных органических веществ (ОВ), в составе которых зафиксирована значительная доля сапропелевых компонент. Эти образования занимают крайние северо-восточные позиции на литолого-фациальных профилях формации Ф-1 (см. рис. 10.1). Западнее и юго-западнее их сменяют фации шельфа котловинного моря и речных выносов в этот СБ. Там одна из крупнейших дельт пермского возраста была оконтурена В.С. Андреевым (1985) на севере Хараулахского хребта; другая, более крупная дельта выделена Л.М. Натаповым и др., а также О.В. Япаскуртом (1992) к востоку от современного устья р. Вилюй; и ряд дельт каменноугольного возраста выявлен в междуречье теперешних рек Джарджан и Улахан-Унгоах- тах, на севере нынешнего Орулганского хребта (см. рис. 10.2.). Анализ многопорядковой ритмичности строения их разрезов показал, что дельтовые выносы неуклонно проградировали в северо-восточных направлениях, но при этом в отдельные моменты трансгрессий они перекрывались алевро-пелитовыми осадками шельфа, как бы временно оттесняясь ими на свои исходные места.

Признаки палеодельт начали заметно проявляться сразу же после резкой смены геодинамического режима данного бассейна в раннем карбоне. Как известно из работ Ю.М. Пущаровско- го, М.Д. Булгаковой, Г.С. Гусева, И.И, Колодезникова, Б.Р. Шпунта и др., верхоянский терригенный комплекс был накоплен поверх ранне- и среднепалеозойских комплексов преимущественно карбонатного состава, слагающих краевую часть Сибирской платформы. Восточная периферия этой платформы в среднем палеозое оказалась основательно разрушенной рифтогенезом. И долины позднепалеозойских рек совпадали с простираниями прежних субширотных и диагональных рифейско-раннепалео- зойских трогов (см. рис. 10.2).

В раннем карбоне осадконакопление осуществлялось в условиях дефицита обломочного материала и недокомпенсации конечного СБ осадками. В перми и триасе поставка терригенно- го вещества резко усилилась за счет орогенеза на водосборных территориях и резкого расширения их площади. Сформировались мощные клиноформы, свойственные пассивной континентальной окраине. К востоку от них возросла роль высокоплотностных потоков, а также оползневых дислокаций полулитифици- рованных осадков. Последние локализованы вдоль швов диагональных (северо-западной ориентировки) долгоживущих разломов, расположенных над бортами более древних рифтовых структур. Это Богучанский, Унгуохтахский и др. диагональные разломы (см. рис. 10.2. и 10.6.). Амплитуды оползневых дислокаций осадков каменноугольного возраста на бортах этих разломов колеблются от долей метра до 150-200 м включительно (Япаскурт, Довыденко и др., 1993). В тесном парагенезе с ними находятся микститовые накопления грязекаменных потоков.

Непосредственно к северо-востоку участков их развития появляются либо песчано-алеврито-глинистые отложения с текстурами турбидитов (нижняя пермь вблизи Богучанского разлома), либо хорошо «отмытые» от глинистой примеси песчаники с признаками накоплений зерновых потоков. Они перемежаются с пачками неслоистых или прерывисто слоистых черных, высокоуглеродистых (Сорп до 5,2%), пиритизированных алевритисто- глинистых сланцев — генетических типов застойно-тиховодных и донно-флювиальных накоплений (см. северо-восточный край фациального профиля на рис. 10.1.; а также участки развития пород среднего и верхнего карбона восточнее Унгуохтахского разлома на левом рис. 10.2.). Они обладают явными признаками гемипелагических осадков.

Анализ амплитуд подводно-оползневых складок в смежных с ними фациях отложений континентального склона показывает, что глубина пелагиали была никак не менее 1,5-2 км. Наличие глубоководья на северо-восточных окраинах Верхоянского палеобассейна теперь не вызывает сомнения, однако признаков абиссали там нигде и никем не было зафиксировано. Состав ге- мипелагических отложений однозначно свидетельствует о том, что при их накоплении глубина морского бассейна не была достаточной для такой вертикальной конвекции, какая обеспечивает окислительную придонную среду в нынешних абиссальных условиях океанов и окраинных морей. Вследствие этого все алевро-пелитовые осадки верхоянского комплекса, характеризующиеся высокими концентрациями Сорг и диагенетического пирита, были сформированы в резко восстановительных геохимических обстановках. Анализируя их, следует учесть, что данные образования теперь сильно изменены на стадии метагенеза, а потому нынешние определения количества Сорг в них сильно занижены сравнительно с изначальными содержаниями этого компонента в осадке. Его можно было бы причислить к петрографической категории «черных сланцев», по (Юдович, Кетрис, 2001).

Сочетающиеся с гемипелагическими «черносланцевыми» осадками площади развития дистальных турбидитов (фации песчано-алеврито-глинистых отложений окраин подводных конусов выноса) территориально и генетически совпадают с повышенными концентрациями в породах золота и др. металлов, что было доказано в Северном Верхоянье В.С. Андреевым, Л.М. Натаповым и автором (Япаскурт, Андреев, 1998). Этот фациальный контроль рудогенеза во многом обусловлен особенностями дифференциаций ОВ и глинистых компонент в осадках окраинно-морских палеобассейнов.

Вещественный состав ОВ терригенных морских осадков принадлежит к очень важным факторам влияния на концентрирование металлов, в частности, золота. Известно, что сорбция золота на гуминовых кислотах представляет собой основу механизма первичного накопления этого металла в черносланцевых комплексах (Варшал и др.,1994, 2000; Пашкова и др., 1989; Фишер, Фишер, 1984). А углеродистые вещества этих комплексов образовались в результате диагенеза и постдиагенетических преобразований гуминовых кислот — главных компонент ОВ почв, взвесей вод, речных и морских осадков. Известно также, что генетические линии ОВ любых осадков (лигниновая и липо- идная) не одинаково взаимодействуют с металлами (Войткевич и др., 1983). Это имеет важные последствия для стадий постсе- диментационного литогенеза (см. ниже). Так, например, в монографиях Н.П. Ермолаева, Н.А. Созинова и др. (1986, 1999) было показано, что породы с преимущественно гумусовым составом своего ОВ проявляют тенденцию к рассеиванию микропримесей металлов при катагенезе (т.е. на уровне глубин с Т в пределах от 25 до 200 ± 25°С), в то время как другие породы, со значительными примесями сапропелевого ОВ, накапливают и сохраняют рудные элементы вплоть до начала зеленосланцевой стадии метаморфизма включительно.

Именно к последней категории принадлежат осадки вышеназванных фаций глубинных подводных конусов выноса в Пале- оверхоянском позднепалеозойском морском бассейне котловинного типа. А иные фации, локализованные ближе к прибрежным участкам того же бассейна, содержат в составе своих ОВ гораздо большую долю гумусовых веществ, вследствие чего они изначально оказывались относительно менее насыщенными золотом и др. металлами. Этот фактор следует непременно учитывать при поисковых и прогнозно-оценочных работах.

Механизм процессов дифференцирования металлов в различных фациях представляется таким: автохтонное ОВ шельфа (морской фитопланктон и зоопланктон), а также аллохтонное ОВ, генетически связанное с биосом суши, гумусом почв и ОВ эродируемых древних пород, поставляемое в морской бассейн разными путями, среди которых наиболее вероятен речной сток; они попадают на шельф и скапливаются на подводном продолжении речных дельт. Отсюда огромные массы алевро- пелитового материала устремляются к подножью континентального склона в турбидных потоках. При этом ОВ и связанные с ним рудные элементы оказываются в благоприятных для сохранности условиях, консервируясь в дистальных турбидитах вследствие практически мгновенного их осаждения. Глубоководье обеспечивает здесь примесь планктоногенного ОВ сапропелевого ряда. Благодаря ей подводные конуса становятся геохимическими барьерами для концентрирования не только золота, но также молибдена, ванадия, меди, цинка, никеля, хрома, кобальта, рения, серебра, мышьяка и редких земель.

За счет этих элементов в эпохи интенсивного накопления сапропелевого ОВ возникают сингенетичные выделения рудных минералов в форме тонкодисперсных сульфидов или изоморфных примесей в диагенетическом пирите. Однако они нигде не образуют промышленных концентраций. Но их наличие само по себе служит благоприятной предпосылкой для физико-химических реакций на последующих стадиях катагенеза, метагенеза и раннего метаморфизма, в процессе которых осуществлялось перераспределение и вторичная локализация кварцевой и золоторудной минерализации, как описано в работе (Япаскурт, Симанович, Старостин, 2007).

 
<<   СОДЕРЖАНИЕ ПОСМОТРЕТЬ ОРИГИНАЛ   >>