Фосфатоносность палеозойских осадочных формаций палеоконтинентального сектора Севера Урала Текст научной статьи по специальности «Науки о Земле и смежные экологические науки»

ИЗВЕСТИЯ УРАЛЬСКОЙ ГОСУДАРСТВШЬОЙ ГОРНО-ГЕОЛОГИЧЕСКОЙ^КАДЕМИИ 1996 СЕРИЯ: ГЕОЛОГИЯ И ГЕОФИЗИКА Вып.5

ГЕОЛОГИЯ, ПРОГНОЗИРОВАНИЕ, ПОИСКИ И РАЗВЕЛКА МЕСТОРОЖДЕНИИ ПОЛЕЗНЫХ ИСКОПАЕМЫХ

УДК 551.73:553.64(470.5)

В.А.Душин, В.В.Григорьев, О.П.Сердюкова, В.Д.Панкрашова

ФОСФАТОНОСНОСТЬ ПАЛЕОЗОЙСКИХ ОСАДОЧНЫХ ФОРМАЦИЙ ПАЛЕОКОНТИНЕНТАЛЬНОГО СЕКТОРА СЕВЕРА УРАЛА

Фосфоритоносность восточного ограничения Русской платформы и западного склона Севера Урала имеет давнюю историю и, по-видимому, связана с открытием нз Южном Урале Ашинского месторождения. В 60-х годах этой проблемой на Северном Приуралье занимался В.И.Малышев, давший заключение о перспективности ордовикских, девонских, пермских и триасовых отложений [7]. В 70-е - 80-е годы фосфоритоносностью Пайхойских и Полярноуэальских черносланцевых отложений Лемвинской зоны занимался А.С.Микляев, выделивший три продуктивных уровня геосинкличального типа - среднеордо-викский, венлок-лудловский, а затем карбоновый (Маслов, 1979; Микляее, 1979, 1988). В конце 80-х годов в пределах Полярноуральского мегантиклинория геологами ЗапСибНИГНИ и Полярноуральской ГРЭ (Л.Я.Островский, В.И.Хоханов и др.) было выявлено Софроновское месторождение фосфоритов, давшее современный импульс исследованиям фосфоритоносности региона [6].

Рассматриваемая в работе территория принадлежит северной части Уральской складчатой системы и представляет собой горную страну, которая к западу круто сменяется увалами Предуральского прогиба, переходящими в равнину Восточно-Европейской платформы. На северо-западе горные цепи Урала сочленяются с грядами Пай-Хоя, а на востоке полого опускаются к низменности Западно-Сибирской плиты.

В современном структурном плане Урала, сформировавшегося к концу палеозоя - началу мезозоя, принято выделять следующие основные элементы: Предуральский краевой прогиб, граничащий на западе с Русской плитой, Западно-Уральскую и Центрально-Уральскую зоны, отвечающие миогеосинклинали западного склона и осевой полосы, и Восточно-Уральскую зону, включающую эвгеосинклиналь восточного склона. При этом Предуральский прогиб, Западно-Уральская и Центрально-Уральская зоны отвечают Палеоконтинентальному сектору, а эвгеосинклиналь восточного склона - Палеоокеаническому сектору. Первый сложен автохтонно-параавтохтонными шельфовыми и батиальными отложениями палеозоя с подстилающими их докембрийскими комплексами, а последний включает океанические и островодужные комплексы Уральской палеозойской геосинклинали.

Ниже дается характеристика палеозойских отложений северного сегмента Палеоконтинентального сектора, представленного структурами Полярно-Уральского мегантиклинория. Эти образования формировались на гетерогенном складчатом основании рифея, что определило значительную неоднородность условий их образования. Последние претерпели зеленосланцевый и дислокационный метаморфизм. В их структурном плане преобладают субмеридиональные и северо-восточные структурные направления с образованием надвиговых структур. Палеозойские отложения сосредоточены в пределах Талота-Пайпудынского, Лемвинского синклинориев, а также в наложенных вулкано-тектонических структурах на крыльях Харбейского и Малокарского антиклинориев. Их характеристика приведена в таблице. От нижележащих докембрийских отложений они повсеместно отделены перерывом в осадконакоплении, мощными толщами (2-150 м) полимиктовых конгломератов, содержащих продукты размыва подстилающих пород, и структурным несогласием, которое документально зафиксировано во многих обнажениях (руч.Изъя-Вож, руч.Безрадостный и др.).

В настоящее время ведущие геолого-промышленные типы так называемых геосинклинальных и платформенных фосфоритов расположены в пределах как пассивных (Марокко, штат Флорида), либо активизированных (Джанатас СССР) континентальных окраин и микроконтинентов, так и в различных внутри- и окраинно-платформенных антиклизах и синеклизах (Егорьевское, Вятско-Камское и др.,Россия), образуясь преимущественно на ранних и поздних стадиях их развития [4,8,10]. Так, крупнейшие

каратауские месторождения раннего палеозоя, по мнению А.А.Абдулина и др., формировались в рифтовом режиме в пределах Каратауской рифтовой структуры внутриконтинентального типа [3].

Территория наших исследований расположена в пределах палеозойской (0-С) пассивной континентальной окраины, претерпевшей в (С^О) и (Д) рифтогенную активизацию, и с зтих позиций является благоприятной для фосфатонакопления.

Как известно, индикаторами геодинамического режима, напрямую связанного с геотектонической позицией, выступают конкретные формации, значения которых при прогнозно-металлогенических исследованиях трудно переоценить. Рассмотрение связи фосфоритовых залежей геосинклинального типа с выделенной группой формаций вулканогенно-кремнистого ряда привело Н.С.Шатского к выводу о наибольшей перспективности так называемой отдельной кремнистой, кремнисто-сланцевой и кремнисто-карбонатной формаций [8].

На Пай-Хое и Полярном Урале наиболее благоприятным для фосфатонакопления каратауского типа следует считать, по данным А.С.Микляева, отложения известняково-алеврито-глинистой кремнисто-углеродистой (Да-С) (по М.А.Маслову отдельно-кремнистая) и харотской известняково-глинистой кремнисто-углеродистой (Б-Р,) формации.

Приуроченность фосфоритов к определенным литотипам и фациям общеизвестна. Исследования океанического ложа показали, что в шельфовых комплексах фосфор концентрируется в относительно грубозернистых осадках, а в глубоководных, - наоборот, в тонких разностях [2]. Эта тенденция подтверждается нами на геохимическом материале (см.таблицу). Как правило, фосфориты приурочены к отложениям сравнительно пестрого состава, иногда отличающимся повышенными содержаниями марганца. Можно с уверенностью сказать, что переслаивание различных типов пород, их красноцвет-ность, карбонатность, марганцовистость, наличие кремнистых пород, глауконита, переход от нормально-осадочных отложений к вулканогенно-осадочным, сложность рельефа ложа бассейна седиментации, обусловивших фациальную изменчивость, могут рассматриваться как благоприятные литологические и фациальные предпосылки. В этой связи ложе ордовикского и девонского бассейнов седиментации в пределах современного Полярно-Уральского мегантиклинория представляло собой резко расчлененный рельеф с перепадами высот более 3 тыс.м (см.рисунок), обусловленных наличием щелевых (грабеновых) зон, осложненных вулканическими поднятиями с формированием в среднем девоне суши, сопровождаемой корообразованием.

Характеристика палеозойских осадочных формаций горной части

Полярного Урала

Формации Петрофонд Мощность, Палеогеографиче- Специализация

м екая обстановка

условия наличие геохими- металлогеническая-образова- магмати- ческая (примеры объектов) ния зма КК >1

1 2 3 4 5 6 7

Бельско - Елецкая структурно - фациальная Известняковая Известняки, углисто-глини- 450 Морские - Ва, Аэ углеродисто- стые,углисто-кремнистые, мелково-

кремнистая углисто-карбонатные ела- дные

(Д3-С,) нцы

Известняковая (в-Д)

зона

Пайпудынская Известняки, редкие прослои 200- Морские свита углисто-глинисто-карбонат- 400 мелково-

ных сланцев дные

ЭЬ, Ад

Известняково- Хлорит-серицит-кварцевые, песчано- карбонатные, углисто-глини-алевритовая стые филлитовидные сланцы, (023)хантей- алевросланцы.известковистые екая свита песчаники , известняки

500

Морские мелководные

Аи,Ад, Мп,5Ь, N1

Ва (РЬ-гп)-Орангское, Саурейское, Анучина Р205-проявление; руды - Софро-

продолжение таблицы

новское

Алеврито- Песчаники, алевролиты, 200- Морские

песчаная сланцы различного состава, 400- мелко-

(012), мало- конгломераты, гравелиты, 900 водные

пайпудын- редкие прослои извест- пере-

ская усин-, няков ходные

екая сьиты

Аи, Ад, Си-песчаники-Бс, Мп Малоусинское,

Падьягинское. РЬ-песчаники-Падьягин-ское, Спокойное, Анучина Р205 -проявления Мп-проявления

Песчано-гале- Конгломераты, конгломе- 500 Перехо- Трахи- Си

Си-песчаники

ратобрекчии, гравелиты, песчаники, кварцито-песча-ники, гравелито-песча-ники

Полимиктовые песчаники, алевролиты, аргиллиты

чная (е3-0,) манитанырд-ская, бадья-шорская свиты

Песчано-

глинисто-

алеврито-

вая (С3-Р,)

кечьпельская

свита

Глинистая Глинистые, углисто-кремнисто- кремнистые, кремнисто-углеродистая глинистые, карбонатные (Д3-С2)яюская, сланцы с прослоями и воргашорская, линзами алевролитов, няньворгин- песчаников, известняки екая св.

дные базаль-конти- товая ненталь- до 1 % ные

Сакнаро-Лемвинская структурно-фациальная зона

Ba,P,Sr, Mn,Sb,As

1000 Переходные континентальные

Мп

700 Морские Трахи- Аи, Ва-Собское, Хойлинское

глубоководные

базальт- Ag,Sc, трахи- Мп, Ва риолито- др. вая до 0,5%

Mn-Нгосовейское, др. Р205-Кара-Силовское, Харутское

Известняково-

глинистая

кремнисто-

углеродистая

(3-О2),харот-

ская.нярмин-

ская свиты

• Известняки, глинисто-углистые, глинисто-известковистые,углисто-кремнистые,графитисто-кремнистые сланцы с прослоями песчанистых и песчано-глинистых известняков

550- Морские Трахи- Au, Ва, Pb, Zn-Mopa, Р205-1200 мелко- базальт- Ад,Мо, Мора,Едунейское,Хенгур-водные трахири- Ве, Sb,CKoe, Седьюское Fe, Мп-перехо- олитовая U, Р проявления дные до 1%

Известняково-

глинисто-

алевритовая

кремнисто-

углеродистая

(023),чигим-

ская,качамы-

льская,осо-

вейская

свиты

• Известняки, углисто-кремнистые, филли-товидные, серицит-хлорит-кварцевые,

кремнистые сланцы с прослоями известняков, известковистые песчаники

400- Морские Базальт- Аи, Ад, 800 мелко- андезит- в извест-водные риолн- няках;

товая Ве.Бс.УЬ, до 10% Мп, в

алевролитах Ве,У, Бс,УЬ

Известняково- Песчаники, алевролиты, 700- Морские Базальт- Аи, Ад, Си(РЬДп)-Медистое,

78

Окончание таблицы

1 2

чесчано-алев- известковистые песча-ритовая, ники, известняки, про-

Ю12)талоти- слои конгломератов, некая, сян- гравелиты гурская,грубе-инская св.

3 4 5 6 7

900 мелко- андезит- Мп, Бс Надежда, др. водные риолито-вая,

до 30%

Песчано-глинисто-алеврито-

вая углеродистая

орангская свита

Алевролиты, алеврослан-цы, филлитовидные сланцы, углистые, углисто-глинисто-кварцевые сланцы, прослои конгломератов, гравелитов, песчаников в (в основании разреза)

1100- Морские Толеит- Аи,Ад,8с 1800 глубоко- базаль-водные товая

до 10%

Си(РЬ,гп)-Н-Талотин-ское, Тюуйяхинское, Байдарац. Мп-проявле-ния Р205-проявления

Таким образом, наиболее благоприятными периодами фосфатонакопления в районе, исходя из формационных, фациальных и литологических предпосылок, было позднеордовикско-силурийское и позднедевонско-карбоновоеосадконакопление, отраженное в соответствующих формациях (см.таблицу).

Наравне с прямыми находками оруденения геохимические предпосылки являются весьма важными аргументами в вопросах локального и регионального прогнозирования. Анализ геохимической информации как собственной, так и заимствованной из литературных [5,9] источников свидетельствует о разной концентрации фосфора и «степени его аномальности» в палеозойских осадочных формациях Елецкой и Лемвинской зон. Так, для шельфовых отложений наибольшие содержания фосфора отмечены в алевропесчаниках (0,1-0,2%Р )012 алеврито-песчаной, а в Лемвинской СФЗ - в углеродисто-кремнистых сланцах (1-2%Р) в Б-0г известняково-глинистой формации. Для магматических пород также установлены максимумы фосфатонакопления, падающие на раннеордовикские и девонские трахибазальты. Подобные результаты получены ранее А.С.Микляевым и Я.Э.Юдовичем [9] для осадочных отложений. Первый, например, отмечает аномально высокие концентрации фосфора во всех пробах оюской и харотской свит (Р -1% и Р}05 - 3-5%). Интересные данные установлены при анализе накоплений Р205 в породах из различных фациальных обстановок седиментации, близких по значениям для современных океанов [5]. Так, в шельфовых фациях наблюдается обогащение фосфором грубозернистых отложений карбонатно-песчаной парагенерации мелководно-морских фаций и гравийно-песчаной парагенерации прибрежно-морских фаций в алеврито-песчаной формации 012(Р205ср=0,12%), а для глубоководных Лемвинских фаций, наоборот, максимальные концентрации отмечены в тонкозернистых отложениях - алевролитах, алевросланцах песчано-глинисто-алевролитовой формации 012 (Р,05ср=0,17%). Исследование корреляционных связей элементов геохимического спектра с фосфором в породах харотской известняково-глинистой кремнисто-углеродистой формации выявило значимую и существенно положительную связь его с цинком (Р=0,49 Р=0,47) и серебром (Р=0,49 (?=0,62), что, по-видимому, может служить одним из важных поисковых признаков на фосфориты. Кроме того, отмечается значимая и существенная связь фосфора с известью, что свидетельствует о важной роли карбонатных пород (карбонатности) в фосфатогенезе. В целом установленная связь фосфора с цинком, серебром и оксидом кальция является одним из доказательств важности (литологические предпосылки) сопряжения в продуктивном разрезе тонких терригенцых и карбонатных пород вблизи активных гидротерм (поступление ¿п, Ад), что отмечается в областях современного фосфатонакопления. Об этом же свидетельствует отсутствие корреляционной связи фосфора с С орг. (1=0,074 < 1=2,12) и 5орг.(1=0,041 < tq, 5=2,12). При этом следует отметить, что содержание органического углерода в породах харотской формации оптимально для фосфоритов и колеблется от 2 до 10%.

В настоящее время установлено 7 уровней фосфатопроявления: в известняково-песчано-алеврито-вой (023), в известняково-глинистой кремнисто-углеродистой (Э-О) - два уровня: венлокский и лудловский; в глинисто-кремнисто-углеродистой (03-С2) - два уровня: няньворгинский С, и воргашорский С2; проблематичный верхнекарбоновый в песчано-глинисто-алевритовой (С3-Р,) формациях и мезокай-нозойский в формациях коры выветривания. •

Афанитовые (микрозернистые?) фосфориты, слагающие линзочки и прослои в углеродисто-

79

Литолого-палеогеографическая схема верхнекембрийско-ордовикских отложений Севера Урала:

1 - предполагаемая суша; Елецкая СФЗ; 2 - шельфовые терригенно-карбонатные формации; Лемвинская СФЗ, терригенные формации континентального склона и подножия; 3 - сянгурская подзона, неритовые комплексы, формации; 4 - орангская подзона, батиальный комплекс, формация; 5 - изопа-хиты; 6 - разрезы, их номера, в скобках - мощности, м:

Условные обозначения к разрезам:

1 - Енгане-Пэ север (t040), 2 - Енгане-Пэ запад (205), 4 - Манита-Нырд (760), 6 • руч. Третий (1500), 9 - Падьяга-Мусюр восток (100), 10 - Олений (510), 11 -руч.Медвежий (1000), 12 - то же (1000), 13 -лев.прит.р.Медвежьего, 14 -Лосиный Рог (350), 17 - р. Олений (510), 18 - р.Развильный (340), 20 - р. Короткий (815), 21 - р.Дьявольский (435), 22 - то же (435), 23-р.Б.Уса (720), 25 - г.Анучина (1220),26 -р.Б.Хадата (1870), 27 - оз.Хадата-Юган-Лор (1220), 28 - р.М.Уса (865), 29 - р.М.Уса (565), 30 - руч.Ефимка-Шор (335), 31 - руч.Шумный (710), 32 - тоже (710), 34- р.М.Кара (130), 36 - М.Щучье (1665), 37-руч.Спокойный (1215), 40 - руч.Оранг-Юган (1800), 41 - р.М.Хуута (8410), 42 - р.Сайрей-Яха (3475), 43 • лев. прит. Саурей-Яхи (3475), 44 - руч. Топографов (5130), 45 - руч.Сигнальный (3285), 48 - р.Сянгур в 3 км от устья руч.Минисей-Шор (2230), 49 • вост.скл.г.Б.Минисей (7200), 50 - р-н оз.М.Осовей-То (1200), 51-лев.прит.р.Талота-Яха (170), 52 - СВ скл.г.Константинов Камень (1450), 53 • лев. борт р. Кары (420), 54 - то же (500), 55 - р.Изъя-Шор (650), 56 - Карский-Золотой (4200), 58 - Нырдвомен-Шор восток (900), 59 - ниж. устья Зап.Нырдвомен-Шор (2020), 60 - Гена-Хадата (135), 63 - руч.Ефимка-Шор, верховье р.М.Усы (665), 64 - руч.Сигнальный (1690), 65 - пр.приток р.Байдараты (765), 767 -верх.руч.Оранг-Юган (1700), 71 - лев. прит.р.Гена-Хадаты (1390)

кремнистых и глинистых сланцах, характерны для ордовикско-силурийских формаций. Линзовидно-слоистые седиментационно-диагенетические руды Софроновского месторождения приурочены к отложениям хантейской свиты (02 3). Они состоят в основном из тонко-микрозернистого фосфатного вещества (франколит?, фторапатит) с содержанием Р205 5-15%. Фосфатсодержащие сланцы среднего ордовика прослеживаются от широты р.Собь на юге до р.Бол. Хадата и далее на север установлены в районе юго-восточного замыкания Пай-Хоя, где отмечаются продуктивные пачки мощностью 19,8-66,4 м с содержанием Р205 2,2-3,4 % [1].

Фосфатоносность силура, связанная с венлокским и лудловским ярусами, выявлена на Пай-Хое и западном склоне Полярного Урала. Содержание Р205 в них колеблется от 0,5 до 12,1%. Фосфатное вещество, поданным А.С.Микляева, представлено в виде тонких коломорфных частиц размером до 0,015 мм неправильной формы, обломковидных обособлений (0,05-0,5 мм) в ассоциации со стебельчатым кварцем и бобовинок округлой и овальной формы размером до 0,25 мм. В Лемвинской зоне (Грубеинская площадь) установлены как микрозернистые, так и желваковые фосфориты с содержанием Р205 от 1,5 до 3,5 % в первых и 13-30% - во вторых. Мощности продуктивных пачек варьируют от 2-20 м до 50 м. Протяженность - первые километры. Прогнозные запасы, по данным А.С.Микляева и М.А.Шишкина, на Нярминской и Грубеинской площадях соответственно составляют 1,4 и 4 млн.т.

Проявления ранне-среднекарбоновых конкреционных (желваковых) фосфоритов широко распространены на Кара-Силовской (Пай-Хой) и Харутской (Лемвинская зона) площадях. Содержание конкреций в продуктивных пачках здесь варьирует от 20 до 30% при концентрациях Р205 от 10-12% до 33%. Мощности горизонтов 2,5-40 м, протяженность - первые десятки километров. Прогнозные запасы Р205 оцениваются [1] в 37 млн.т для нижнекарбоновых и в 13 млн.т - для среднекарбоновых уровней.

Верхнекарбоновые проявления желваковых фосфоритов известны только на Пай-Хое, где приурочены к пачке листовато-пластинчатых глинисто-углеродисто-кремнистых сланцев и фтанитов. Насыщенность конкрециями по данным А.С.Микляева оценивается 1-2%. Содержание Р2Оь составляет 21-25%. В связи с небольшими масштабами проявлений практического значения они не имеют.

На платформенном этапе в благоприятной климатической и геоморфологической обстановке в пределах фосфоритоносных горизонтов, сложенных легкорастворимыми компонентами, образуются коры выветривания с набором специфических экзогенных минералов. Проявления фосфоритов, связанные с линейными корами выветривания, установлены на Полярном Урале и Пай-Хое. Это выявленные в разные годы объекты в бассейне рек Кара и Силова-Яха, Нярма-Яха и в верховьях руч.Развильного (Софроновское месторождение). Вторичные фосфориты представляют собой тектонические брекчии, сцементированные фторапатитом, водными фосфатами и силикатами алюминия, железа, цинка. Содержания фосфорного ангидрида в них от 10-17% до 36%. И хотя запасы подобных руд составляют около 1 /3 общих запасов, эти руды представляют в настоящий момент реальный промышленный интерес. Следует заметить, что корообразование с фосфатами отмечено и на некоторых сульфидных месторождениях Малокарского антиклинория. В частности, на Ния-Юском золотосульфид-ном месторождении зафиксированы вторичные фосфатные минералы в выветрелых рудах, где содержание Р205 изменяется в пределах 1,97-4,87%. Этот факт свидетельствует о необходимости дальнейшего изучения вопросов корообразования и проблем, связанных с источником фосфора.

Перспективы месторождений коры выветривания в регионе вследствие обнаружения Софроновского, а ранее на юге Ашинского месторождения в сходной геологической обстановке при наличии линейных и площадных кор выветривания достаточно высоки. Однако вопросы корообразования практически не разработаны на исследуемой территории, вследствие чего, кроме тектонических (узлы сопряжения крупных субширотных и северо-восточных структур), геоморфологических (отрицательные формы рельефа и пр.) и формационных (наличие потенциально фосфатоносных формаций) рудоконтролирую-щих факторов, для анализа территории предложено быть не может. Их качественный анализ свидетельствует прежде всего о перспективности обрамления Собского и Оченырдского поперечных поднятий.

Перспективы осадочных фосфоритов, особенно в отложениях известняково-глинистой кремнисто-углеродистой (S2-D,) и глинисто-кремнисто-углеродистой (D3-C?) формаций, также весьма высоки. На это указывают как региональные и локальные предпосылки, изложенные выше, так и наличие конкретных фосфатопроявлений. И с этих позиций Кара-Силовская площадь заслуживает самого серьезного внимания.

БИБЛИОГРАФИЧЕСКИЙ СПИСОК

1. А громинеральное и горно-химическое сырье Европейского Северо-Востока СССР//Юшкин Н.П., Илларионов Б. А., Василевский Н.Д. и др. - Сыктывкар, 1987 - 132 с.

2. Батурин Г.Н. Фосфориты на дне океанов. - М.: Наука, 1978. - 238 с.

3. Геология и металлогения Каратау: В 2-х томах. Том 2. Металлогения. - Алма-Ата: Наука, 1987. -248 с.

4. Елисеев А. И. Формации зон ограничения северо-востока Европейской платформы. - Л.: Наука, 1978. - 204 с.

5. Емельянов Е.М., Романкевич Е.А. Геохимия Атлантического океана. Органическое вещество и фосфор. - М.: Наука, 1979. - 220 с.

6. Проявления фосфатного вещества на Полярном Урале /Островский Л.Я., Костюк Б.Ф., Пономарев В.А. и др. //Геол.неруд.сырье Зап.Сибири.-Тюмень, 1978. - С.57-60.

7. Чалышев В. И. О перспективах фосфоритоносности палеозойских и мезозойских отложений северного Приуралья //Геол. и пол.ископ. Северо-Востока Европейской части СССР и Севера Урала. - Сыктывкар, 1965.- С.216-223.

8. Шатский Н.С. Фосфоритоносные формации и классификация фосфоритовых залежей // Избранные труды. ТЗ. - М.: Наука, 1965. - С.52-143.

9. Юдович Я.Э. Региональная геохимия осадочных толщ. - Л.: Наука, 1981. - 276 с.

10. ЯзмирМ.Н. Механизм глобальной цикличности фосфогенеза /ВИЭМС. Сер. Общая и региональная геология. - М., 1989. - С. 48-51.

УДК 553.04 (571.56)

А.Н.Угрюмов, Г.П.Дворник, В.С.Балахонов

МЕТАСОМАТИЧЕСКАЯ ЗОНАЛЬНОСТЬ И ЗОЛОТОЕ ОРУДЕНЕНИЕ ЫЛЛЫМАХСКОГО ЩЕЛОЧНОГО МАССИВА (АЛДАНСКИЙ ЩИТ)

Ыллымахский щелочный массив расположен в центральной части Алданского щита (58°14'с.ш. и 12б°00' в.д.). Он приурочен к окраине приподнятого устойчивого блока, ограниченного активизированными в мезозое докембрийскими глубинными разломами. Массив прорывает осадочную толщу венда и

Рис.1. Схема строения Ыллымахского массива: 1 - метаморфические породы архейского фундамента; 2, а -карбонатные породы платформенного чехла; 2,6 - то же, мраморизованные; 3 - современные аллювиальные отложения; 4-11 - мезозойские изверженные и метасомати-чески измененные породы: 4 - псевдолейцитовые фоноли-ты; 5 - то же, метасоматически измененные (эпилейцито-вые); 6 - щелочные габброиды; 7 - щелочные и нефелиновые сиениты; 8 - то же, метасоматически измененные (калишпатизированные и серицитизированные); 9 - субщелочные сиениты; 10 - згириновые граниты и их эруптивные брекчии; 11 - поздние дайки (щелочные базальтоиды, сиенит-порфиры, сельвсбергиты и грорудиты); 12 - главные разрывные нарушения

нижнего кембрия (мощность 200-300 м), залегающую почти горизонтально на размытой поверхности архейского кристаллического фундамента (рис.1).

Первое подробное описание геологии и петрологии Ыллымахского массива дал Ю.А.Билибин [1]. Позднее массив изучали С.М.Кравченко, Б В. Власова, В.С.Минаков, Г.Г.Забелин, Е.П.Максимов,В. В. Карелин, Г.П.Шнай, М.П.Орлова и другие исследователи. Интерес к массиву возрос в 80-х годах, после открытия промышленных коренных месторождений золота в Рябиновом щелочном массиве Алданского щита [5] и полученных нами данных о сходстве геологических обстановок размещения золотого оруденения Рябинового и Ыллымахского массивов (Угрюмов и др., 1982 г.). В 1988 г. на Ыллымахском массиве силами ГГП "Алдангеология" были начаты поисковые работы на золото, в которых авторы статьи приняли непосредственное участие.

В пределах массива и его ближайшего обрамления нами выполнено геологическое картирование метасоматитов и проявлений золотой минерализации (масштабы работ 1:25000 - 1:10000 и детальнее, изученная площадь - 32 кв.км). Методической основой наших исследований явились теоретические разработки научной школы Свердловского горного института (ныне Уральской государственной горногеологической академии). Картирование метасоматитов проведено по методике О.Н.Грязнова [2], учитывающей степень метасоматических изменений исходных пород. При картировании минералогического поля золота наряду с данными геохимического, штуфного опробования, использовался разрабо-

ИЗ- Ш* О И5 ЕЗ7 ЕИ' ЕЗ9 И"