 |
Рис. 2. Схема геологического строения южной части Сергеевского блока.
1 – неогеновые базальты; 2 – позднемеловые риолиты; 3 – ранне-позднеюрские кремне-базальтовые, терригенные образования (кривинская серия); 4 – пермские терригенные образования; 5 – шайгинский метаморфический комплекс зеленые сланцы; 6 – авдокимовский комплекс (PR1): амфиболиты, плагио- и гранит-кварц-альбитовые гнейсы; 7 – сергеевский комплекс – амфиболиты, мигматиты, амфиболито-гнейсы (1), габбро-гнейсы (2); 8 – партизанский комплекс (PR2) – плагиомигматиты, гранито-гнейсы (плагиогранит-гранодиорит-граниты); 9 – петушковский комплекс (OP>z) – плагиограниты, граниты, лейкограниты, гранодиориты; 10 – успенский комплекс (К1) – высокоглиноземистые граниты; 11 – лазовский комплекс (лазовский массив)(К>2) – граниты, лейкограниты; 12 – разломные структуры 1-2-го порядков (сдвиги); 13 – разрывные структуры 3-4-го порядков, преимущественно с надвиговой (1), сдвиговой (2) составляющей и с неясными кинематическими характеристиками; 14 – оси отдельных, явно выраженных син (1)- и антиформ (2); 15 – элементы ориентировки полосчатости текстур разгнейсования (1), слоистости (2); 16 – золотоносные зоны милонитизации динамокластитов, субсогласные с ориентировкой полосчатости и надвигов; 17 – золотоносные зоны окварцевания, представленные сосдвиговыми разрывами растяжения; 18 – ореолы золота; 19 – дайки (К2) преимущественно кислого состава; 20 – участки детальных поисково-оценочных работ; 21 – полоса золотого оруденения.
Рисунок образован, главным образом, плагиогранитами партизанского и сопровождающими их амфиболитами сергеевского комплекса. По существу он весьма сходен с рисунками метаморфической полосчатости, наблюдаемыми в обнажениях и образцах метаморфитов. Устанавливается линейное расположение в том же самом направлении кислых и основных дифференциатов в виде даек, обособленных в партизанском, петушковском, таудеминском, успенском и, заметно реже, лазовском комплексах. Отражением макролинеаризации, вероятно, является сильно дифференцированный характер гравитационного поля, зафиксированного в пределах Сергеевского блока с генеральным ВСВ простиранием изоаномал, параллельным складчатым и надвиговым структурам. Градиенты Δg в отдельных аномалиях достигают 10-14 мГал. По той же причине резко дифференцированный рисунок и у магнитного поля, но лишь с той разницей, что поле D
Т преимущественно отрицательное. Его интенсивность – 25-50 нТл. Выделяются ряд вытянутых, в основном в СВ направлении, положительных аномалий интенсивностью 900 нТл, которые обычно совпадают либо с зонами градиентов гравитационного поля, либо (что бывает реже) с положительными локальными аномалиями D
g.
На макроуровне линеаризация выразилась в виде наблюдаемой в обнажениях полосчатости, которая обусловлена чередованием псевдослоев и линз (мощностью 0.5-50 см) амфиболитовой меланосомы и плагиоклазовой лейкосомы. Считается, что полосчатость возникла за счет метаморфизма первичных магматических или вулканогенно-осадочных текстур в сочетании с явной синкинематической гнейсификацией образований (Синица, Ханчук, 1991).
На микроуровне – это такая же ориентированность длинных осей минеральных агрегатов в полосчатых метаморфических и такситовых интрузивных породах.
Эффекты линеаризации многими исследователями справедливо рассматриваются как важнейший показатель условий анизостатического поля напряжения в преобразованиях субстрата, широкого участия тектонических движений и явлений стресс-метаморфизма (Харкер, 1939; Чиков, 1990; Лукьянов, 1995 и др.). Согласно их представлениям, анизостатичность обеспечивается доминантой главного сжатия, близнормального к направлению линейности. Исходя из настоящего положения линейности, можно сделать вывод, что вектор сжатия, обусловившего линеаризацию Сергеевского блока, был ориентирован в направлении ССЗ-330-350о. Безусловно, для этого нужно допустить, что блок впоследствии не изменял своих ориентировок в пространстве. Такое допущение можно считать корректным, поскольку указанное направление сжатия совпадает с региональным стрессом, ориентация которого рассчитана по положению основного складчатого и разрывного парагенезов Сихотэ-Алиня (Иванов, 1972; Уткин, 1976, 1980). На этом же основании вполне оправдано утверждение, что процессы линеаризации тесно связаны с формированием складчатых структур, и что складкообразование, несколько отставая во времени, происходило в той же геодинамической обстановке.
Складчатые структуры. Графический и статистический анализ ориентировок полосчатости и гнейсовой текстуры основан на более чем 900 замерах, равномерно распределенных по площади СБ. На рис. 1 крупными и мелкими стрелками обозначены направления и отрезки пространства относительно устойчивого падения указанных структурных элементов, которые вытянуты преимущественно в СВ (50-60о) направлении и образуют крупные и мелкие син- и антиформы. Длина стрелок показывает, что крылья структур, обращенные к СЗ, в 1.5-2 раза шире, чем обращенные к ЮВ. Близкое соотношение (1:1.5-2) сохраняется и между количественными характеристиками концентраций полюсов полосчатости, принадлежащих главным (северо-западному и юго-восточному) максимумам на диаграмме (рис. 3). Эти максимумы отражают ориентировку крыльев складок. Положение максимумов свидетельствует о том, что северо-западные крылья складок на 15-20о положе юго-восточных. Большая ширина и более высокая частота встречаемости северо-западных крыльев, а также меньшая степень крутизны их залегания в противовес юго-восточным, указывают на тесно сжатый асимметричный тип складчатости, отражающий юго-восточную вергенцию геомасс.
Рис. 3. Диаграмма ориентировки элементов метаморфической полосчатости и разгнейсования (сетка Вульфа, верхняя полусфера). На диаграмме отображены: пояса полосчатости (дуги больших кругов) и их оси (точки), отражающие положение и характер ундуляции складчатых структур. N - коли-чество замеров
Выделяется не менее четырех порядков складок: крупные —
1-го и 2-го порядка, отображенные на мелкомасштабных картах, и мелкие —
3-го и 4-го, расшифровываемые при анализе частных разрезов и наблюдаемые в коренных обнажениях. Наиболее крупные син- и антиформы обозначены на рис. 1. Две из них можно интерпретировать как магмолокализующие структуры, вмещающие позднемеловые Беневской и Водопадненский гранитные массивы. Мелкие складки геометрически подобны крупным, но приобретают конвергентный, встречный характер асимметрии, отражающий вергенцию масс, направленную в данном случае к замкам складок. Замки складок, в целом погружаясь в СВ направлении, ундулируют по простиранию в направлении 230-240о – 50-60о. На ундуляцию указывает расположение на диаграмме (см. рис. 3) поясов слоеватости и их осей. Ундуляция замыканий складок в плане подчеркивается конфигурацией линеаризованных тел гранитоидов партизанского и, отчасти, петушковского комплексов, а также тел существенно амфиболитового состава в сергеевском комплексе (см. рис. 2, 4, 5).
Рис. 4. Структурно-тектоническая схема участка Цыганкова.
1 - разгнейсованные полосчатые габбро-диориты сергеевского комплекса; 2 - разгнейсованные габбро-амфиболиты сергеевского комплекса; 3 – мигматизированные плагиограниты партизанского комплекса; 4 – золотоносные зоны динамокластов и милонитов; 5 – золотоносные кварцевые жилы и их ориентировка; 6 – надвиги и взбросы; 7 – сдвиги; 8 – ориентировка элементов полосчатости и разгнейсования; 9 – дайки; 10 – места отбора штуфных проб; 11 – геохимические ореолы рассеяния золота; 12 – ориентировка регионального сжатия.
Стиль асимметрии и ориентировка складчатых структур согласуются с пликативами обрамления СБ, сложенными пермь-мезозойскими образованиями. Но степень сжатия складок в пределах СБ значительно выше, что свидетельствует о большей интенсивности и (или) о большей длительности складчатых деформаций. Рассогласование планов деформаций, проявленных в комплексе “сергеевских габброидов” и в перекрывающих их терригенных комплексах, а также развитых в обрамлении СБ, устанавливается начиная с ранней-поздней перми. Это указывает на неодноактность складчатых деформаций, что в частности отражено в специфике структурного рисунка самых древних тел сильно метаморфизованных осадочных пород авдокимовского комплекса. Иначе эти наиболее древние породы обнажались бы в ядрах антиформ и не имели бы столь извилистую конфигурацию в плане (см. рис. 1).
Рис. 5. Структурно-тектоническая схема участка Порожистого.
1 – амфиболиты авдокимовского комплекса; 2 – разгнейсованные полосчатые габбро-диориты сергеевского комплекса; 3 – разгнейсованные габбро-амфиболиты сергеевского комплекса; 4 – мигматизированные плагиограниты партизанского комплекса; 5 – золотоносные зоны и жильные тела, сопровождающие, как правило, зоны динамокластитов и милонитов преимущественно надвиговой и взбросовой кинематики и их ориентировка; 6 – золотоносные кварцевые жилы, локализованные в сосдвиговых структурах растяжения и их ориентировка; 7 – надвиги и взбросы; 8 – сдвиги с направлением перемещений; 9 – ориентировка элементов полосчатости и разгнейсования; 10 – дайки кислого и среднего состава, локализованные в зонах растяжения; 11 – контуры эшелонированных разрывных структур (потенциальных сдвигов) с направлением перемещений; 12 – направление регионального сжатия.
Разрывные структуры. Проявленные в пределах СБ дизъюнктивы относятся к структурам сжатия скола и растяжения, образующие вместе со складчатостью единый структурный парагенез. Пространственное положение элементов разрывного парагенезиса свидетельствует о его формировании в условиях сжатия, совпадающего по направлению (330-350о) со сжатием, обусловившим формирование складчатых структур.
Структуры сжатия ориентированы на ВСВ —
по нормали к направлению регионального стресса, субсогласно с положением крыльев складчатых структур и директивных текстур пород. Кинематически это надвиги, взбросы и надвиго-взбросы, которые представлены зонами милонитов, бластомилонитов и динамокатаклазитов, а нередко и зонами зеленосланцевого метаморфизма (Коваленко, Ханчук, 1994). Выделяются зоны разных масштабов от мелких до крупных, сопоставимых по протяженности с параметрами самого блока. Наиболее протяженная и широкая полоса глаукофан-зеленосланцевого метаморфизма простирается в направлении ВСВ вдоль южного фланга СБ (см. рис. 1, 2). При этом характерна крайняя степень меланжирования пород, обусловленная пластическим течением вещества матрикса. К ней пространственно тяготеют золоторудные проявления. Преобладают средние и крутые углы падения этого типа разрывов в противоположных направлениях – ЮЮВ и ССЗ, свидетельствующие о существовании системы встречных надвигов. Нередко в строении этой системы сохраняется тот же тип асимметрии, что и в складчатых формах. Поэтому можно говорить о тесном геодинамическом родстве пликативов и надвиго-взбросовых структур, или об их структурном парагенезисе.
Структуры скола представлены, главным образом, левосторонними крутопадающими сдвигами ССВ направления и реже – правосторонними СЗ и ЗСЗ сдвигами, с которыми сопряжено формирование структур растяжения раздвигов и сбросов. Наиболее крупные, региональные сдвиги – Центральный Сихотэ-Алинский и Партизанский разломы – достаточно полно охарактеризованы в литературе (Иванов, 1972; Уткин, 1980, 1989). Первый из них ограничивает СБ с востока. Второй смещает участки блока на амплитуды в несколько десятков километров. Кроме них закартированы сдвиги первого порядка: Ратный, Краковский, Кирилловский, Каменистый, которые характеризуются амплитудами смещений от одного до нескольких километров, а также второго-четвертого порядков с амплитудами до нескольких сотен м (см. рис. 1, 2, 4, 5). Сколы СЗ направления представлены, главным образом, малоамплитудными и непротяженными правосторонними сдвигами, которые, как правило, пространственно ограничиваются левосторонними и составляют с последними сопряженную динамопару. Структуры растяжения – раздвиги и сбросы, сопровождают сдвиговые структуры обоих кинематических типов. Структуры этого типа являются дайко- и рудовмещающими, что будет проиллюстрировано при характеристике структурной позиции золотого оруденения.
Этапы тектогенеза. Анализ определений абсолютного возраста, которые проведены в подавляющем большинстве K-Ar методом для всех магматических комплексов (Коваленко и др., 1995 г.), показывает, что, несмотря на существенный разброс датировок, выделяется четыре пика становления магматитов. Если предположение о связи выплавок с тектоническими явлениями корректно, то можно наметить и четыре этапа активизации тектогенеза, три из них сопровождались дифференцированными выплавками. С нашей точки зрения, дифференциацию можно представить как разделение субстрата, в среднем соответствующего составу диоритов-габбродиоритов, на кислую лейкосому и основную меланосому в процессе мигматизации и анатексиса.
Первый этап представлен объектами Партизанского плагиогранитного комплекса и сопряженными с ними в пространстве и во времени телами основного существенно амфиболитового состава (1270-1500 млн лет), входящими в состав сергеевского комплекса. Второй отражен становлением сближенной во времени пары: Петушковских гранитоидов и обособлениями Владимиро-Александровского комплекса основного и ультраосновного состава (284-250 млн лет). Третий проявлен в виде пространственно-временного сопряжения тел Ольхового (базитового) и Успенского (лейкогранитного) комплексов (144-124 млн лет). Четвертый не имеет четко выраженной породной пары и представлен, главным образом, гранитоидами Лазовского лейкогранитного комплекса (60-70 млн лет), обособленными в антиформах позднемелового этапа складчатости.
Первый этап связан с формированием ранних пликативов, которые проявлены в расслаивающемся (с формированием микро- и макрополосчатости) мафическом матриксе. Существование таких пликативов устанавливается по разным планам деформаций в Сергеевских габброидах и перекрывающих их девонских туфогенно-осадочных отложениях на полуострове Трудном к юго-западу от характеризуемой территории. Разность деформационных стилей заключается, во-первых, в отличающейся ориентировке основных структурных элементов (полосчатости и слоистости). Во-вторых, к ядрам антиформ, крылья которых сложены девонскими образованиями, приурочены габброиды с собственными дискордантными малыми формами складок по полосчатости. Намечается согласование второго этапа тектогенеза с заложением пермских и триасовых бассейнов осадконакопления и синхронной и отстававшей во времени складчатостью в ранне-позднепермских и триасовых отложениях. Коробление происходило близсинхронно с осадконакоплением, о чем свидетельствует наличие в них дивергентной конвалютной складчатости. Рисунок складчатости в девонских образованиях в целом более сложный, чем в пермских и триасовых. Третий этап согласуется с формированием структур коробления, в синформах которых происходило позднеюрско-раннемеловое осадконакопление. Сами комплексы оказались неоднородными и расслоенными. Четвертый этап согласуется с широким проявлением складчатых и разрывных деформаций в породах чехла и фундамента, в том числе и с формированием крупных син- и антиформ. Характеристика этапов не является строгой и иллюстрирует, главным образом, лишь принципиальный подход к оценке периодичности тектонических явлений, связанных с преобразованием мафического субстрата. Есть данные, которых мы касаться не будем, свидетельствующие о более дробном процессе тектогенеза.
Синхронность актов анатексиса, тектогенеза, анизостатический характер сжатия дают основание предполагать и многоэтапное участие в преобразованиях матрикса Сергеевского блока явлений стресс-метаморфизма. Из анализа экспериментальных данных следует, что наиболее эффективно в этом плане стресс-метаморфические процессы протекают в зонах тангенциального (трансляционного) скольжения (Надаи, 1969; Шерман, 1977; Чиков, 1990; Лукьянов, 1995 и др.). В данном случае это системы сопряженных встречных надвигов и сдвигов. Считается наиболее вероятным, что именно механизмы тангенциального (трансляционного) скольжения, возникающего при высоком общем литостатическом давлении, ответственны и за явления стресс-метаморфизма, и за преобразование вещества. В этих условиях появление поворотных моментов у разномасштабных частиц приводит к нарушению деформируемого материала, образованию пор, несплошностей, эффектов экструзии и интрузии (Панин и др., 1985). Именно дислокационные нарушения породного субстрата вызывают его последующие петрохимические превращения, играя роль спускового механизма и являясь начальным звеном метаморфизма в условиях стресса. Тангенциальные (в механическом понятии – сдвиговые) деформации сопровождаются широкомасштабными пластическими дислокациями, сопровождающихся нарушением связей на атомно-молекулярном, минерально-породном и геоструктурном уровнях, и выделением большого количества тепла (Чиков, 1990). Есть представления, что тектоническое разрушение матрикса в линеаментных зонах на определенных уровнях глубинности приводит к появлению газово-жидких (в т.ч. и водных) флюидов в стресс-системах. Эти флюиды приводят к резкому возрастанию пластичности силикатов и резко увеличивают степень преобразований разрушаемой среды за счет привноса и выноса химических элементов, реализующихся в явлениях метасоматоза (Летников и др., 1986; Чиков, 1990). По-видимому, эти и другие эффекты выступали инициирующим моментом анатексиса и мигматизации в многоэтапных преобразованиях матрикса коры, представленной Сергеевским блоком. Впервые на возможность преобразования коры вплоть до выплавления магмы, происходящего в процессе тангенциальных смещений, обратил внимание В.П. Уткин. Анализируя строение Сихотэ-Алиня, он установил наличие субрегионального уровня концентрации гранитоидных плутонов в моноклинальной структуре восточной части этого региона, совпадающего с зеркалом складчатости и приуроченного к контакту нижнего и среднего структурно-формационных комплексов моноклинали. Как считает автор, подобные уровни, отражающие вертикальную расслоенность коры, сопровождались пологими близгоризонтальными срывами, контролировали генерацию гранитного вещества и формирование вертикальной рудно-магматической зональности (Уткин, 1986, 1989). Впоследствии было подчеркнуто, что сдвиги и другие зоны тангенциальной нагрузки не только играют роль мощных дренов, но и способствуют реорганизации и генерации глубинного вещества (Уткин, Неволин, 1997).
Сжатие и его производный структурный парагенез охватили все уровни коры, достигая мезо- и катазоны. На нижних уровнях в условиях высоких РТ параметров неоднородное сжатие и стресс-метаморфизм обусловили вещественную дифференциацию мафического субстрата. На средних и верхних уровнях происходило коробление коры (по типу нормального к сжатию смятия), сопровождаемое системами встречных надвигов и левосторонних сдвигов. В результате анатектические выплавки более нижних уровней коры мигрировали в верхние и локализовались в антиформах, принимая согласную со складчатостью пространственную ориентировку. Наиболее яркие примеры – Успенский, Беневской и Водопадненский гранитные массивы. Оформлявшиеся таким образом магматические тела, в дальнейшем подвергаясь направленному сжатию, испытывали (как мегабудинаж) деформации расплющивания, выдавливания и приобрели упорядоченный линейный и оваловидный характер внутренней и внешней структуры и местами облик гранитогнейсовых куполов. В результате более древние магматические тела стали иметь уплощенный, псевдостратифицированный характер, участвуя в образовании более молодых складчатых форм. Таким образом, мы полагаем, могли быть сформированы образования партизанского, петушковского и других, более молодых комплексов. Характерно, что все эти обособления магматитов, за исключением единичных случаев, не имеют корней (С.В. Коваленко и др., 1995 г.). Поскольку линеаризация и расслоение (степень которых убывает вверх по мере омоложения) свойственны для магматических и метаморфических комплексов большого возрастного диапазона, можно предположить, что вектор главного структурообразующего сжатия на значительном отрезке времени не менял своего направления.
Структурный контроль золотого оруденения. На юге Приморья, охватывающем характеризуемую и соседнюю юго-западную площадь, где развиты аналогичные метаморфиты, а также мезо-кайнозойские комплексы, золотое оруденение разнообразно (Радкевич, 1958; Г.П. Воларович, 1963 г.; Ю.А. Эпштейн, 1968 г.; и др.). С учетом новых материалов оно подразделено на четыре совокупности (Иванов, Лейер, 1997; Ivanov, Nevolin et al., 1998). Из них на рассматриваемой площади (см. рис. 1) наиболее распространено золотое оруденение “порожисто-прогрессовского” типа, названного нами по двум наиболее изученным месторождениям этого рудно-россыпного района.
В Сергеевском блоке указанный тип золотых проявлений отвечает ведущим коренным источникам питания многочисленных шлиховых ореолов и флювиальных россыпей золота большого числа водотоков левобережной части бассейна р. Кривой. Коренные и россыпные объекты золота в целом образуют широкую полосу, вытянутую в восток-северо-восточном направлении на 20 км вдоль юго-восточного контакта древних метаморфитов с терригенно-осадочными породами кривинской серии. Раньше она была известна как Вангинский рудный узел (Радкевич и др., 1962), а в последующем фигурирует как Кривореченский рудно-россыпной узел. К этому типу принадлежат месторождение Порожистое, ряд рудопроявлений и точек минерализации, которые одноименны с их дренирующими ручьями: Смутным, Стариковым, Богатым, Полозовым, Водораздельным, Цыганковым и др.
Изучение вещественно-структурных характеристик гидротермалитов перечисленных золотоносных участков ряда объектов Кривореченского и соседнего с ним Находкинского рудно-россыпного узла показало, что минеральный состав продуктивных образований прогрессовско-порожистого типа оруденения достаточно прост. Прожилково-жильный субстрат их металлоносных образований представлен обычно доминирующим кварцем и иногда кальцитом. Их рудная нагрузка обусловлена главным образом рядовыми сульфидами (пирит, арсенопирит, пирротин, халькопирит, марказит, галенит, сфалерит) и самородным золотом. Роль иных встречаемых минералов (шеелит, киноварь и др.) резко подчиненная. Как правило, рудные минералы развиты в кварцевых гидротермалитах в виде тонкой и мелкой вкрапленности. Им в мизерных количествах и в различных ассоциациях сопутствуют серицит, хлорит, гидрослюды, редко мусковит, каолинит, монтмориллонит, биотит, клиноцоизит, эпидот и др. При наличии в жилах реликтов боковых пород иногда фиксируются такие экзотичные для золотых руд минералы, как анатаз, корунд и др. Самородное золото в рудах, как и в россыпях, умеренно высокопробное. Сравнительная устойчивость состава россыпного самородного золота, которая выявлена при топоминералогических исследованиях, также свидетельствует о том, что на обозначенной площади повсеместно преобладает этот однообразный россыпеобразующий тип коренных руд (В.В. Иванов и др., 1994 г.).
Рудные тела на названных выше объектах не имеют четких геологических границ и устанавливаются по результатам опробования. Опыт поисковых работ различных лет свидетельствуют об их весьма изменчивых параметрах. Среди амфиболитизированных габбро-гнейсов сергеевского комплекса на месторождении Порожистом (см. рис. 5), например, прослежены протяженные рудные зоны до 1 км и более. Они совпадают с металлоносными частями зон динамокластитов (милонитов и др.) мощностью местами до 5 м.
Материалы интерпретации первичных геологических данных показывают, что в структурном контроле оруденения участвуют два плана меловых деформаций (Неволин, Иванов и др., 1998, 19991, 2). С первым из них связана серия сближенных золотоносных минерализованных зон динамокластеза и милонитизации восток-северо-восточного простирания, которые в целом близпараллельны элементам расслоенности и псевдоскладчатости в габброидах. Многие из подобных зон динамометаморфитов имеют относительно пологие и средние углы падения (30-60о), что подчеркивает их надвиговую кинематику. Эти структуры с надвиговой и взбросовой кинематикой характеризуются преимущественным падением на север-северо-запад. Второму плану деформаций отвечают северо-западные кварцевые жилы нередко с брекчиевым строением, что в данном случае является признаком структур сосдвигового растяжения. Обычно это крутопадающие жильно-прожилковые зоны, которые, как и вмещающие их сдвиги, рассекают северо-восточные рудоносные зоны динамокластитов. Некоторые из СЗ тел оперяют ССВ левосторонние сдвиги. Одно из таких рудных тел, оперяющее левосторонний сдвиг, на участке Смутном, что в 5 км от месторождения Порожистого, показано на рис. 2. Другие тела группируются в близширотные эшелонированные структуры, являющиеся зонами правосторонних потенциальных сдвигов (см. рис. 5). ССВ левосторонние сдвиги и правосторонние потенциальные сдвиги образуют сопряженную динамопару, которая сформировалась под воздействием сжатия, направленного по биссектрисе острого угла между ними. Данное направление совпадает с вектором регионального сжатия и составляет в данном случае 340о. При этом северо-западные рудные тела, маркирующие структуры растяжения, ориентированы закономерно субпараллельно сжатию. Такая структурная конструкция отвечает общему для Сихотэ-Алиня сдвиговому плану деформаций, в отличие от СВ динамозон, которые корреспондируются с системой надвиговой кинематики. Структуры второго плана наложены на структуры первого деформационного плана и ВСВ золотоносные динамозоны надвиговой кинематики смещаются ССВ левыми сдвигами. Амплитуды левосторонних смещений по ССВ разломам местами составляют более 1 км (см. рис. 2).
Есть основание полагать, что и во всей металлоносной ВСВ субрегиональной полосе, т.е. в линейно вытянутом Кривореченском рудно-россыпном узле, на контроль золотого оруденения, как правило, влияют аналогичные элементы охарактеризованного структурного парагенезиса. С учетом возможного развития таких двух планов деформаций и на других участках площади можно ожидать подобное левостороннее ступенчато-последовательное смещение отрезков рудных зон ВСВ направления. Допускается, что несколько более поздние сосдвиговые структуры растяжения СЗ направления локализовали золотую минерализацию, ремобилизованную из зон динамокластитов, на участках рассечения последних сдвигами.
Между надвиговым и сдвиговым планами деформаций предполагается незначительный временной разрыв. Радиометрическое аргон-аргоновое датирование возраста руды рудопроявления Смутного, проба которой взята из СЗ кварцевой жилы с видимым самородным золотом, сульфидами, слоистыми и другими силикатами, свидетельствует об альбском возрасте (99,5 млн лет) этого метаморфогенно-гидротермального оруденения (Иванов, Лейер, 1997).
В целом геодинамический анализ структурных условий рудонакопления, имевшего место на рубеже раннего и позднего мела, обосновывает закономерность позиции в Сергеевском блоке указанной полосы проявлений золота в связи с тектонометаморфическими преобразованиями его первичного субстрата. Сама упорядоченность распределения золоторудных проявлений (Цыганков, Смутный, Нижнелозовский, Порожистый и др., см. рис. 2, 4, 5) в разном масштабе согласуется с зональностью развития динамометаморфитов вдоль данной полосы. В пределах рудоносных участков о тесной коррелируемости рудоотложения с хрупкопластичными деформациями свидетельствует позиция конкретных рудных тел, маркирующих зоны катаклазитов ВСВ направления. Сказанное дополняют материалы по ориентировке и конфигурации геохимических аномалий золота и серебра (см. рис. 3-5). Заметим, что коэффициент концентрации золота в зонах катаклазитов и милонитов по метагабброидам сергеевского комплекса варьирует от 3 до 20. В измененных же базитах он колеблется лишь от 1,5 до 4. Все сказанное выше косвенно говорит о в целом направленно-ступенчатом концентрировании золота в древних породах при их поэтапных преобразованиях –
катаклазе, милонитизации, зеленокаменных и завершающих объемных гидротермальных изменениях.
Кроме того, полостные гидротермалиты несут признаки влияния и эпигенетических тектонических процессов, что показала микроскопия более сотни шлифов из кварцевых жил данной площади (Зиньков, Иванов и др., 1994). Они оценивались по ряду показателей анизотропии субструктуры кварца (решетки, блоки, факелы, типы волнистого погасания и т.п.), которую минералы приобретают при метаморфических процессах. В частности, установлено, что в кварце среди метаграниц зерен превалируют чаще фьюордовые. Регулярно встречаются деформационные факелы и пластинчатые эффекты анизотропии. Субструктуры рекристаллизации нередко относятся к секущему типу, в том числе, в виде новообразованных криптопрожилков кварца неправильной формы. Они ориентированы косо – 30-50о (иногда до 90о) к общему удлинению эффектов погасания в кварцевом матриксе – согласному с направлениями гнейсоватости. Прожилки, выполняющие микроструктуры растяжения, образуют эшелоны, также согласные с гнейсоватостью пород. Это указывает на доминанту тангенциальных скольжений вдоль микроэшелонов и, следовательно, вдоль гнейсоватости. По-видимому, в отдельных случаях имела место и деформация расплющивания с формированием микробудинных структур, а затем ремобилизацией в образованное межзерновое пространство (между микробудинами) свободного кремнезема и рудного вещества. Эффекты растяжения при тангенциальном скольжении и расплющивании описаны в литературе как дилатансионное разуплотнение вещества, происходящее в условиях вязкопластических деформаций (Гинтов, Исай, 1988; и др.). Отчасти и поэтому закономерно, что в пределах зон динамотермалитов, испытавших тангенциальную нагрузку, содержание золота в гидротермальных кварцевых жилах достигает промышленных.
Сложный характер формирования разновременных жиловмещающих структур среди метаморфизованных и местами мигматизированных пород, предопределил морфогенетическое и вещественное разнообразие прожилков, имеющих кварцевый, кварц-карбонатный, силикатно-карбонатный и полисиликаный состав (В.В. Иванов и др., 1994 г.). При этом среди существенно кварцевых образований, неодинаковых по золото- и сульфидоносности, различаются секреционные жилы, которые выполняют различного рода трещинные полости, и сегрегационные прожилки, сингенетичные эпипородам Второй морфогенетический тип минерализации с признаками развития прожилков и желваков, которые конформны сланцеватости, слоеватости и другим подобным элементам строения пород, специфичен для пород шайгинского комплекса.
Разнородный состав вмещающих пород определенным образом сказался на геохимических чертах кварцево-жильных образований, что показали минералого-геохимические исследования более 250-ти штуфных проб “фонового” для СБ жильного кварца (В.В. Иванов и др., 1996 г.). Сравниваемый кварц подразделен на несколько групп, в соответствие с развитием их среди: сергеевских габброидов (I), гранитоидов партизанского комплекса (II), милонитов по габброидам шайгинского комплекса (III), милонитов по гранитоидам шайгинского комплекса (IV) и динамометаморфизованных сланцев кривинской серии (V). Кроме того, особо выделен собственно рудоносный кварц участка Смутного (VI), родственного месторождению Порожистому. Для шести названных выборок кварца статистически установлено, что большинство рудогенных химических элементов имеют широкий размах колебания содержаний. Их вариограммы распределения, как правило, правоасимметричны. Сравнивая поэтому геохимическую специализированность гидротермалитов по значениям модального класса содержаний элементов, отметим, что от 60 до 95 % проб в выборках жильного кварца имеют содержание Au не превышающее 0,01 г/т. В подобном рядовом кварце иногда максимальные содержания Au составляют 0,4-0,5 г/т, и в редких пробах достигают 5,0 г/т. Золотоносность на уровне несколько более 0,01 г/т чаще встречается в жильном кварце из габбро-гнейсов, гранитоидов и милонитов, а также из тектонизированных гранито-гнейсов и гранодиоритов.
По содержанию Ag, оцениваемого эмиссионным спектральным методом, сравниваемые кварцы менее дифференцируются, исключая кварц из явно рудных жил. Как правило, концентрация серебра в характеризуемых пробах колеблется от 1 до 50 г/т (мода 5-25 г/т). Вне рудных участков кварц редко содержит Ag в количестве более, чем 50 г/т. Например, в измененных габброидах встречается кварц с Ag от 50 до 300 г/т. Такой же интервал концентрации Ag присущ и золотым рудам, в которых намечается еще и второй модальный класс (50-100 г/т) содержания этого металла.
Из 30-ти химических элементов к регулярно встречаемым, кроме уже отмеченного Ag, относятся только Pb, Ni, B, Cu, Sn, Ga, V, Ti, Cr, Zn, Mo, As, Co и Mn. Однако, лишь первые десять из них, согласно результатам пошагового дискриминантного анализа, информативны для многомерного классифицирования выборок. На соответствующих графиках (в поле 1-й и 2-й разделяющих функций, как линейной комбинации этих 10-ти признаков) рудоносный кварц (группа VI) значимо отличается от низко металлоносного кварца остальных групп, и особенно от группы V. По совокупности этих же элементов кварц групп II, III и IV в целом достаточно подобен. В целом за разделение шести обозначенных групп кварцевых проб ответственны три совокупности элементов: 1) Pb, Cu и Ag; 2) B, Cr, V и Sn; 3) Ni, Ti и Ga.
Заключение
Резюмируя здесь сказанное, следует подчеркнуть еще раз некоторые стороны поставленной проблемы.
Характерной особенностью структуры Сергеевского блока является линеаризация разноиерархичных структурных элементов, выразившаяся в общности их директивной —
ВСВ ориентировки. При этом ориентировки разномасштабной линейности и положения складчатых форм свидетельствуют, что направление главного сжимающего напряжения —
340-350о, близнормально к этим элементам структуры. Возникает аналогия с представлениями о мезо-кайнозойской сдвиговой геодинамической обстановке в регионе. Однонаправленность сжатия, т.е. анизостатичность поля напряжения, обуславливает широкое участие в преобразованиях и структурировании коры процессов стресс-метаморфизма при поэтапном формировании хрупко-пластических складчато-надвиговых систем, сдвигов и раздвигов. Они оказали существенное влияние на магмо-метаморфическую расслоенность этого блока древних пород. Крупные зоны тангенциального скольжения, по-видимому, сопровождались выплавками значительных объемов кислой и основной магмы, которые реализовались в виде серии магматических комплексов. Вдоль мелких зон тангенциального скольжения проявлялись эффекты расслоения (вплоть до формирования метаморфической полосчатости), которые сопровождались мигматизацией, разгнейсованием и смятием.
С длительным поэтапным характером тектоно-магмо-метаморфического перерождения субстрата СБ достаточно вероятна общая сопряженность последовательно-ступенчатого концентрирования золота в эпипородах. Это объясняет, в частности, приуроченность золотоносности к разноранговыми зонами динамокластитов, имеющим надвигово-взбросовые кинематические характеристики.
Выявленные в Сергеевском блоке закономерности сопряженности оруденения и обозначенных выше структурных парагенезов могут иметь место и в сопредельных районах. Например, в Аскольдовской, Партизанской и Западно-Партизанской ССВ субрегиональных сдвиговых зонах, также, согласно В. П. Уткину (1978 г.) контролирующих золотоносные месторождения. Вполне возможно ожидать, что некоторые рудные объекты в их пределах расположены на участках пересечения с полосами ВСВ направления надвигового типа. Тем более что ряд из них тяготеет к выходам древних метаморфических пород. Вообще золотоносность преобразованных пород в зонах смятия надвиговых структур, осложняющих метаморфиты, известны и в других металлогенических областях крупнейшей сдвиговой системы Тань-Лу. Так, для центрального Сахалина для реконструкции рудогенеза привлечена модель дифференциация вещества в связи с формированием альбито-кварцевых и хлорит-биотитовых жил с золотосульфидной минерализацией. По А. П. Митченко (1987), эта дифференциация была связана отчасти с тем, что растворимость альбита и кварца возрастает под воздействием стресса.
Литература
Буртман В.С., Лукьянов А.В., Пейве А.В., Руженцев С.В. Разломы и горизонтальные движения земной коры // Тр. ГИН АН СССР. 1963. Вып. 80. С. 29-43.
Гзовский М.В. Основы тектонофизики. М.: Наука, 1975. 533 с.
Гинтов О.Б., Исай В.М. Дилатансионное разуплотнение в сдвиговых зонах Украинского щита // Сдвиговые тектонические нарушения и их роль в образовании месторождений полезных ископаемых. Тез. докладов Первого Всесоюз. совещ. сдвиговой тектонике. Вып. 1. Ленинград. 1988. С. 88-91.
Зиньков А.В., Иванов В.В. и др. Гидротермальный кварц золотоносных площадей как индикатор эпигенетических процессов (на примере Сихотэ-Алиня) // Проблемы геологии, разведки и разработки месторождений полезных ископаемых Дальнего Востока. Владивосток: Изд-во ДВГТУ, 1995. Вып. 112, сер. 4. С. 25-31.
Иванов Б.А. Центральный Сихотэ-Алинский разлом (сдвиг). Владивосток. 1972. 115 с.
Иванов В.В., Лейер П. Возраст и типы золотого и золото-серебряного оруденения в гранитоидах Южного Приморья // Золотое оруденение и гранитоидный магматизм Северной Пацифики: Тез. докл. Всероссийского совещания. Магадан, 1997. С. 104-106.
Коваленко С.В., Давыдов А.И. Сергеевский выступ – древняя структура южного Сихотэ-Алиня // Докл. АН СССР. Т.319, № 5. 1991. С. 1173-1177.
Коваленко С.В., Ханчук А.И. Первая находка глаукофана в зеленых сланцах Приморья // Докл. АН СССР, № 2. 1994. С.20-21.
Левашев Г.Б. Геохимия парагенных магматитов активных зон континентальных окраин (Сихотэ-Алинь). Владивосток: ДВО АН СССР. 1991. 380 с.
Левашев Г.Б., Рыбалко В.И., Коваленко С.В. и др. Офиолиты геоструктуры Сихотэ-Алиня // Тез. докл. X Всесоюз. Литологич.совещ. Ереван. 1988. С. 61-62.
Леликов Е.П. О динамотермальном метаморфизме пород полуострова Трудного (Южное Приморье) // Информ. Сборник ПГУ. Владивосток. 1971. С.104-109.
Летников Ф.А., Савельев В.Б., Балышев С.О. Петрология, геохимия и флюидный режим тектонитов. Новосибирск: Наука. 1986. 222 с.
Лукьянов А.В. Пластические деформации и тектоническое течение в литосфере. М.: Наука. 1991. 144 с.
Митченко А.П. Дислокационный метаморфизм и его связь с золотым оруденением // Тез. докл. XV конференции молодых ученых и специалистов. Южно-Сахалинск. 1987. С.20.
Надаи А. Пластичность и разрушение твердых тел. М.: Мир. 1969. Т. 2. 864 с.
Назаренко Л.Ф., Бажанов В.А. Геология Приморского края. Ч.III. Тектоника. Владивосток: ДВО АН СССР. 1988. 60 с.
Неволин П.Л. Геодинамика формирования структур месторождений Кавалеровского района // Владивосток: Дальнаука. 1995. 132 с.
Неволин П.Л. Этапы и механизмы формирования структуры Партизанского угольного бассейна (Южное Приморье) // Закономерности строения и эволюции геосфер. Материалы четвертого международ. междисциплинар. науч. симпозиума. Хабаровск. 1998. С.
Неволин П.Л., Иванов В.В., Коваленко С.В. Формирование структуры Сергеевского древнего выступа и контроль золотого оруденения (Южное Приморье) // Металлогения, нефтегазоносность и геодинамика Северо-Азиатского кратона и орогенных поясов его обрамления. Материалы II Всероссийского металлогенического совещания. Иркутск. 1998. С. 326-327.
Неволин П.Л., Иванов В.В., Коваленко С.В., Зиньков А.В., Митрохин А.Н. Новые данные по тектонике и золотому оруденению Сергеевского блока древних пород (Южный Сихотэ-Алинь) // Проблемы геологии, разведки и разработки месторождений полезных ископаемых Дальнего Востока. Владивосток,1999. С. 106 – 118. (Тр. ДВГТУ; Вып. 121, сер. 4).
Неволин П.Л., Иванов В.В., Митрохин А.Н. Особенности структурного контроля мелового золотого оруденения в пределах Сергеевского блока древних метаморфических пород (Южный Сихотэ-Алинь) // Геология и минерагения Северо-Востока Азии. Тез. Докл. X сессии СВО МО РАН. Магадан, 16-17 ноября 1999 г. Магадан: СВКНИИ ДВО РАН, 1999. С. 40-42.
Некрасов И.Я. Геохимия, минералогия и генезис золотых месторождений. М.: Наука. 1991. 302 с.
Панин В.Е., Лихачев В.А., Гриняев Д.Б. Структурные уровни деформации твердых тел. Новосибирск: Наука. Сиб. отд. 1985. 229 с.
Паталаха Е.И. Генетические основы морфологической тектоники. Алма-Ата: Наука. 1981. 180 с.
Радкевич Е.А. Металлогения Южного Приморья // Труды ИГЕМ. Вып.19. М., Изд. АН СССР, 1958. 109 с.
Радкевич Е.А., Томсон И.Н., Лобанова Г.М. Геология и металлогения типовых рудных районов Приморья // Труды ИГЕМ. Вып.58. Москва. 1962. 131 с.
Сидоров А.А., Томпсон И.Н. Базовые рудные формации // Тихоокеанская геология. 1987, № 5. С. 102-108.
Синица С.М., Ханчук А.И. Первичные гнейсовые фации габброидов (на примере Южного Приморья) // Докл. АН СССР. Т.317, № 6. С. 1446-1449.
Уткин В.П. Горст-аккреционные системы, рифто-грабены и вулканические пояса Юга Дальнего Востока России. Статья 1. Горст-аккреционные системы и рифто-грабены // Тихоокеанская геология. Т.15, № 6. 1996. С. 44-72. |
