CC BY
169
УДК 551.243.3: 553/411 .491.8
В.И. Фомичев1
ОСОБЕННСТИ строения и локализации оруденения ЗОЛОТО-ПЛАТИНОВОГО гиганта
СУХОЙ ЛОГ С ПОЗИЦИИ ТЕКТОНОФАЦИАЛЬНОГО АНАЛИЗА
Особенности формирования месторождения подтверждают концепцию зависимости морфогенеза и масштабности оруденения от тектонофациальной зрелости вмещающей слоисто складчатой среды.
Крупнейшее в России месторождение Сухой Лог знаменитого Ленского района представляет уникальный объект как по запасам золота (1100 т при содержании 2, 7 г/т), так и по нетрадиционной золото-платино-налла-диевой комплексности оруденения и повышенной дислоцированности рудовмещающих толщ. К тому же за почти двухвековую переработку прилегающих к нему россыпей уже добыто более 2000 т [3]. Характеристика и тектонофациальные особенности формирования этого благороднометалль-ного гиганта черносланцевого тина приводится но материалам В.А. Буряка, С.Д. Шера, Н.П. Попова, М.М. Константинова, II.П. Лаверова, Н.К. Рундкви-ста, В.В. Дистлера, М.П. Лобанова, A.B. Синцова, Э.Н. Лишевского и других.
Сухоложское рудное поле сложено рифейско-вендскими терригенны-ми и терригенно-карбонатными породами. Оно находится в центре Бодайбинского синклинория, основание которого представляет собой, поданным [10, 12, 22] и др., погребенный рифтогенный прогиб. Формирование района в режиме рифтогенеза подтверждается отчетливо установленным поднятием здесь границы Мохо с понижением мощности коры до 36 км относительно 42-45 км на сопредельных территориях [4]. Последовавший вслед за ран-не-среднерифейским рифтогенезом период “относительного тектонического покоя“, зафиксированный формированием терригенно-карбонатных осадков пассивной окраины Сибирского.материка, был осложнен в интервале конец рифея-венд новым рифтогенным импульсом, связанным с формированием зон субдукции и сопровождающих их структур в Палеоазиатском океане [25]. В Бодайбинской, наименее дислоцированной части Байка-ло-Патомской складчатой системы, рифтогенные впадины ориентированы в субширотном направлении, кулисно сменяя друг друга. Выполняющие их рифейско-вендские карбонатно-терригенные толщи смяты в субширот-ные складки и подвержены зеленокаменному метаморфизму серицит-хло-ритовой фации. Возраст регионального метаморфизма ритмичных толщ Бодайбинского синклинория оценен в 510 ± 30 млн лет [8]. Время проявления частично затронувшего их высокотемпературного метаморфизма, пре-
© В.И. Фомичев1:
1 Институт геологических наук НАН Республики Казахстан.
вратившего толеиты нюрундуканской свиты в ортоамфиболиты, составляет, но данным [22], 570-520 млн лет.
Месторождение Сухой Лог локализовано в осевой зоне одноименной почти лежащей антиклинали, осложняющей Маракано-Тунгусскую синклиналь. Замковая часть антиклинали сложена монотонной толщей углеродистых алевропелитов (алевролиты, филлиты с редкими прослоями тонкозернистых песчаников) верхнехомолхинекой подсвиты позднего рифея. В средней её части обособляется горизонт “сажистых” филлитов (мощностью 60-70 м), наиболее обогащенных углеродистым веществом (до 5-7%) [21]. Сланцы верхней подсвиты подстилаются слабоуглеродистыми кварцитовидными песчаниками (с прослоями алевролитов) средней подсвиты холмол-хинской свиты, обособляющимися в ядре Сухоложской антиклинали, и перекрываются известняками, известковистыми песчаниками и алевролитами имняхекой свиты, залегающими в её крыльях (рис. 1“). Мощность верхней подсвиты хомхолхинской свиты — 400-450 м, средней —
200-250 м, а нижней (углеродсодержащие сланцы и алевролиты с редкими прослоями известняков) — 350-500 м [6].
Сухоложская антиклиналь
— линейно-шовного типа, сильно сжата, полого опрокинута на юг и характеризуется сильной дефор-мированностью слагающих её пород. Вдоль её осевой плоскости, погружающейся под углом 25-30 на север-северо-восток, трассируется мощная зона рассланцевания по [3], или смятия по[б], представляющая полосу повышенно кли-важированных и дислоцирован-
Рис. I. Локализация золоторудной минерализации на месторождении Сухой Лог в углеродистых сланцах всрхнехомолхинской подсвиты вдоль вязкого разлома и зоны повышенною к.тинажнро-вания осевой плоскости лежачей антклиналн. а — схематическая дологическая карга, б — гео-логический разрез по С.Г. Антонову, В.П. Черепанову; М.М. Константинову (2000) и В.В. Дистле-ру (19%) с дополнениями M.I I. Лобанова (2004) и A.B. Синцова (2001)
а. I четвертичные отложения; 2 — аунакигская свита (кварцитовидные. ино!да известковис-I ые песчаники), 3.4 -ммняхннская свита: 3 верхняя подевнта (известняки, сланцы, извссткови-стыс песчаники), 4 - нижняя полсвита (известково-слюдистые сланцы, известковнстые алевролиты); 5-10 - хомолхинская свита: 5-9 — пачки верхней подсвиты: 5 — пятая (алевритистые и филлитовндные сланцы, прослои мелкозернистых песчаников), 6 - четвертая (топкое переслаивание филлитов и алевролитов), 7 — третья (алевршистые сланцы, прослои известковистых песчаников и алевролитов), 8 вторая (тонкослоистые филлиты с маломощными прослоями песчаников и алевролитов), 9 — первая (филлиты, иэвестковистые углеродистые сланцы с прослоями песчаников и алевролитов); 10 — средняя подсвита (кварцитовидные песчаники с прослоями алевролитов и сланцев); 11 кварцевые жилы; 12 тектонические нарушения: 13 вязкий разлом и сопровождающая его зина осевого клнважирования; 14 зона надвига; 15 — элементы залег а-ння порол; 16 — проекция рудной зоны на поверхность
б. I имняхииская свита, нижняя лодсвита (сланцы, алевролиты, извсстково-слюдистыс песчаники, прослои углистых сланцев); 2 6 пачки верхней подсвиты хомолхннской свиты: 2 — пятая (алсвритистые и филлнтовид-ные сланцы), 3 — четвертая (тонкое пересла-нване филлитов и алевролитов), 4 — третья (алевритистые сланцы с прослоями ювестко-вистых песчаников и алевролитов), 5 — вторая (тонкослоистые филлиты с с маломощными прослоями песчаников и алевролитов), 6 первая (филлиты, нзвестковнстые углеродистые сланцы с прослоями песчаников и алевролитов); 7 средняя подсвита хомол-хннскон свиты (кварцнтовидные песчаники с прослоями алевролитов и сланцев); 8 — кварцевые жилы; 9 — вязкие разломы, зоны повышенного кливажирования (а) и секущие разрывные нарушения (б); 10 — рудная зона
ных пород с вязким разломом в её центральной части. Кливаж, как и большинство локализующихся в нем прожилков, ориентированы параллельно осевой плоскости антиклинали (рис. I6). Структурными исследованиями [11, 21, 23,25] установлено увеличение к её центру интенсивности кливажирования отложений (от плитчатых к слабо-, а затем тонкорассланцованным, вплоть до тонковолокнистых динамосланцев с характерными бластомилони-товыми и бластокатакластическими структурами в вязких разломах), увеличение сжатости малых конгруэнтных складок, плойчатости, усиление степени будинажа и развальцевания компетентных прослоев, образование текстур течения, линейной ориентированности бороздчатости, удлиненных кристаллов и новообразованных минералов параллельно кливажу. A.B. Синцов [24] на основе детального изучения линейных складок Бодайбинского синк-линория пришел к выводу, что сжатые гребневидные антиклинали, и в частности Сухоложская, представляют собой “колонны ламинарного течения вещества по кливажным плоскостям”. Аналогичного мнения придерживаются М.Г1. Лобанов [11], В.И. Сизых, С.Н. Коваленко, Г.М. Педяш, O.A. Номо-конова и другие исследователи региона.
Осевой кливаж, вязкий разлом и Сухоложская антиклиналь, образованная в результате вязкопластического течения пород, являются, но нашим данным, синхронными элементами главной структурной триады основного этапа дислокаций. Они в дальнейшем претерпели продольно-поперечные изгибы, что зафиксировано ундуляцией шарнира и перегибом осевой поверхности складки.
В лежачем боку Сухоложской антиклинали закартирован межформа-ционный надвиг, являющийся по рТ-условиям и механизму образования вязким разломом, развиты вдоль контакта толщи компетентных известняков имняхекой и пластичных алевропелитов хомолхинской свит. Подчиненность золотого оруденения черносланцевого типа системе межформаци-онных надвигов, сопряженных с гребневидными складками, характерна для всего Бодайбинского рудного района [14]. Зоны надвигов делят регион на
структуры второго порядка — Маракано-Тунгусскую, Бодайбинскую, Вач-скую и Хомолхинскую синформы. Столь широкое проявление в них надвигов и шарьяжей, разделяющих пакеты складчатых пластин и сопровождаемых параллельным им кливажем, дало основание выделить особый покровно-складчатый этап деформаций в тектоническом развитии региона [22].
Важной рудоконтролирующей структурой в рудном поле является установленная В.А.Буряком [3] секущая региональная зона рассланцевания северо-западного простирания. Она проходит через центральный участок рудного поля Сухой Лог. «Зона состоит из нескольких параллельных ветвей, которые сопровождаются малыми конгруэнтными складками и флексур-ными перегибами, отчетливо закартированными в кровле и почве толщи известняков имняхской свиты. Осевые поверхности их ориентированы в северо-западном направлении. В. А. Буряк и Н.М. Хмелевская [3] особо отмечают, что плечи наложенных флексур подчеркиваются рассланцевани-ем. Эта региональная северо-западная зона линейно-шовных дислокаций, трассирующая глубинный разлом раннепротерозойского фундамента, отражает проявление наложенного на основную складчатость этапа деформаций. На связь этой диагональной зоны рассланцевания с разломом фундамента впервые обратили внимание М.М. Констатинов с соавторами [6]. По И.К. Рундквисту [22], северо-западные региональные зоны разломов развиты в Бодайбинском синклинории достаточно широко. Вдоль них прослеживаются флексуры, син- и антиформные складки более высоких порядков, ориентированные под углом к направлению главной складчатости, отмечается также гофрировка пластин, тонких кварцевых жил и сульфидных прожилков.
Менее распространены в рудном поле хрупкие разрывы и сколовые трещины, диагональные по отношению к Сухоложской антиклинали.
Западный фланг Сухоложского рудного поля предположительно находится, по результатам геофизических исследований, над юго-восточной периферической частью крупного (площадью более 110 км2) Угаханского гранитного плутона, кровля которого залегает на глубине 3-3,2 км от поверхности [9]. Его формирование исследователи связывают с процессами палингенеза среднерифейских терригенных отложений [10]. Данные по абсолютной датировке гранитоидов Константиновского штока неоднозначны: возраст биотита составляет 298 ± 7 млн лет (К-Аг-метод), сфена — 354 (но Л .А. Неймарку — 290 ± 20) млн лет (и-РЬ-метод), цирконов колеблется в интервале 300 -500 млн лет ( РЬ-РЬ-термоционный метод) и 530-650 млн лет (11-РЬ-метод).
Вдоль вязкого разлома и ассоциирующей с ним зоны повышенного кливажирования пород, развитых в осевой плоскости Сухоложской почти лежащей антиклинали, интенсивно проявлена золото- и платиноносная прожилково-вкрапленная минерализация, образующая протяженную рудную зопу гидротермально-метасоматической сульфидизации. Она сопровождается и обрамляется ореолом железо-магниевой карбонатизации и сери-ци гизации пород, местами с формированием “порфиробластов” карбоната величиной до 1,5 см, “четко ориентированных в направлении трещин осе-
вого кливажа и формированием прожилков, согласных со слоистостью” [21 ]. Насыщенность гидротермально измененных рассланцованных пород карбонатами, представленными изоморфным рядом от сидерита до анкерита, составляет 3 5%, увеличиваясь в повышенодислоцированном ядре антиклинали до 7-8% . Оно же наиболее обогащено вкрапленностью и прожилками сульфидов, общий объем которых увеличивается до 3-5% . В рудной зоне вдоль осевой плоскости антиклинали развиты также золотоносные кварцевые жилы, в совокупности образующие протяженное жильное поле.
Рудная зона простирается в запад-северо-западном направлении на 5 км вдоль осевой плоскости почти лежащей антиклинали, контролируясь и пространственно совпадая с ассоциирующей со складкой полосой интенсивного осевого кливажирования пород. Как и последняя, она полого (под углами 20-35 ) погружается на север-северо-восток (8-12 ) и прослежена по падению на 1,5 км. Мощность её — 100 — 150 м, а в участке изгиба оси антиклинали увеличивается до 200-250 м [21, 6]. Углеродистые интенсивно кливажированные алевросланцы рудной зоны содержат прожилки, вкрапления, гнезда и линзочки кварц-сульфидного и кварц-карбонат-сульфид-ного состава. Мощность прожилков колеблется от 0,5 до 1 см, протяженность по простиранию от нескольких сантиметров до 2-3 м. Основная часть их отчетливо контролируется трещинами осевого кливажа и имеет аналогичную субширотную ориентировку и падение на север-северо-восток под углами 20-35. [21). В совокупности они формируют субширотную систему параллельных прожилков, согласно залегающую с осевой плоскостью антиклинали. Интенсивность оруденения напрямую коррелируется со степенью рассланцевания пород [25]. Менее распространены кварц-сульфидные прожилки, локализованные в крутопадающих поперечных (субмеридио-нальных), диагональных и продольных трещинах [21]. Интенсивное про-жилковое окварцевание развито также в лежачем боку зоны надвига в известняках имняхской свиты (“Радостная”) [4].
Кварцевые жилы пользуются значительным распространением, но проявлены преимущественно в приповерхностной части рудного поля. Они имеют уплощенно-линзовидную морфологию, залегая субширотно вдоль зоны осевого кливажа, а в диагональных зонах рассланцевания приобретают северо-западную ориентацию. Широко развиты также жилы сложной формы с извилистыми очертаниями. На ряде вблизи расположенных золоторудных объектов ранние кварцевые жилы и прожилки участвуют в складкообразовании и изогнуты согласно сланцеватости вмещающих пород. При этом отмечается вязкопластичное течение кварцевого материала к замкам мелких складок, уменьшение мощности жил в их крыльях, вплоть до полного их пережима [11]. Протяженность жил варьирует от нескольких десятков до первых сотен метров при мощности от нескольких десятков сантиметров до первых метров. Они содержат пирит (до 1%), реже галенит, сфалерит и видимое золото. Средний уровень концентрации последнего во многих из жил составляет около 2 г/т. Лишь отдельные жилы имеют содержание золота до 10 г/т при мощности менее 0,5 м и протяженности по простиранию 200-250 м. Поэтому они не имеют самостоятельной промышленной значимости [21,1,6].
В рудной зоне в направлении от крыльев к ядерной части антиклинали по мере усиления степени кливажирования пород в бортах вязких разломов отмечается рост количества в них кварцево-сульфидных прожилков, вкраплений и гнезд и в целом увеличение концентрации золота до кондиционных значений, а к периферии по мере уменьшения степени деформи-рованности и “ослабления рассланцевания пород наблюдается постепенное уменьшение содержания рудной и сопутствующей ей минерализации” [11].
Именно в центральной части полого лежащей антиклинали установлено рудное тело промышленной значимости. Оно имеет илитообразную морфологию и приурочено к продольно-поперечному изгибу осевой плоскости антиклинали и ассоциирующих с ней зоны кливажирования и вязкого разлома в участке пересечения их северо-западной зоной рассланцевания (см. рис. 1). Рудное тело простирается вдоль осевой плоскости антиклинали на 3 км, а по падению оно прослежено на 1100 м в восточной части и на 1500 м в западной. Мощность его изменяется от 15 м на флангах до 140 м в центре. Раздувы мощности рудного тела и более высокие содержания золота приурочены к пологим участкам волнообразно изогнутой по падению осевой плоскости антиклинали и перегибам шарнира интенсивно расслан-цованных пород в центральной её части. Резкое выклинивание залежи на глубине предопределяется сменой в ядре складки углеродистых сланцев верхней непродуктивными песчаниками средней подсвиты хомолхинской свиты [6]. В целом рудное тело контролируется осевой зоной кливажирования антиклинали, приобретая её субширотное простирание, а отдельные апофизы и перегибы подчинены рудоконтролирующим ветвям северо-западной зоны рассланцевания. Особенно четка рудоконтролирующая роль последней и влияние сё на общую морфологию рудного тела и отдельных его апофиз проявлена на горизонтах 830 и 1030 м блок-диаграммы рудоносной зоны (рис. 2б). Поэтому при общем субширотном, согласным с простиранием оси складки положении минерализованной зоны отдельные обогащенные её участки имеют вид “левых кулис северо-западного простирания”, а кварцевые жилы и сульфидные прожилки также приобретают северо-западную ориентацию и наиболее обогащены золотом [1] (рис. 2е).
Значимые содержания платины (более 0,1 г/т) зафиксированы по всей золотоносной зоне гидротермально-метасоматической сульфидизации. Основные скопления платиновой минерализации тяготеют к верхнему и среднему горизонтам золоторудного тела с развитием максимальных её концентраций (свыше 3-5 г/т), а также к надрудной его части, где содержания платины составляет 1 г/т [4].
Минеральный состав золото-платиновых руд весьма разнообразен; он представлен как самородными металлами и интерметаллидами, так и сульфидами и сульфосолями, арсенидами, теллуридами, висмут-идами, антимоиидами, вольфраматами. Промышленная золотоносность месторождения связана с пиритовой минерализацией.
Углеродистое вещество присутствует в рудной зоне в количестве от 0,2 до 5 мас.% при среднем содержании 0,7 мас.%. В нем по [4], преобладает кероген.
Рис. 2. Предопределяющее влияние іон осевого кливажнрованин и диагонального рассланпенання на локализацию ирожнлково-вкраплениой минерализации, морфологию и внутреннее строение рудных тел месторождения Сухой Лог
а. Положение в плане золоторудных столбов в зоне кварцево-сульфидной минерализации но 13] с незначительными добавлениями: I — кварцевые жилы; 2 — зоны осевого кливажа (а) и диагонального рассланцевания (б); 3 — нзоконцентраты золота, интенсивность минерализации соответствует частоте точечной вкрапленности
б. Блок-диаграмма рудной зоны. По [3) с незначительными дополнениями: 1.2 — изолинии содержания золота: 1 -- 0, 5 г/т. 2 — болсс 0, 5 г/т; 3 7 концентрация золота в г/т: 3 0.5 1.4
1-2,5 — 2-3,6 - 3-4.7 >4; 8 зона осевого кливажа Сухоложской антиклинали; 9 — зона северо-западного кливажа наложенной складчатости
Самородное золото обычно вкраплено в пирит и другие сульфиды, где образует неправильной формы обособления размером 0, 001-0, 5 мм, а также в кварц, где его размеры повышаются до десятых долей миллиметра [6]. Золото высокопробное 850-900, хотя реже встречаются его выделения как 100% -ной чистоты, так и электрум с содержанием серебра до 24 мас.%.
Среди платиновых металлов доминирует самородная платина. Установлены твердые растворы с Ге, арсениды.
Длительный многоступенчатый процесс рудообразования на месторождении Сухой Лог подразделяется по данным [4, 7, 9] на следующие этапы и стадии: I — синдиагенетический, II дислокационно-метамофоген-ный, III гидротермально-мстасоматический со стадиями: 1) предрудной,
2) платиноворудной самородного мипералообразования, 3) золоторудной {с иодстадиями: а) ранней высокотемпературной, б) золотопродуктивной среднетемпературной, в) поздней низкотемпературной} и 4) пострудной. По данным изучения газово-жидких включений, в кварце и кальците выявлен значительный диапазон изменения флюида: концентрация солей, среди которых преобладают хлориды Ка, и К, изменяется в пределах 11,3—
4,8 мас.% КаС1; содержания (моль/кг р-ра) СО, — 7, 6-1,8 и СНЛ — 1,1-03,
^ 1
а давление — 2490-190 бар. Температура гомогенизации флюидных включений (°С), концентрация С02 (моль/кг р-ра) и отношение С02/СН, изменяется но стадиям минералообразования следующим образом: в платиноворудпой
— 380-285; 6,3-2,8; 11,1-7,1, а в иодстадиях золотонродуктивной: в ранней
— 380-285; 7,0-4,0; 8,6-7,0, в средней — 350-275; 6,7-1,8; 8,2-1,9 и в поздней — 275-185, при резком преобладании в её газовой фазе 1ЧЙ [8].
Изотопно-геохимические исследования Л.А.Неймарка с соавторами [14] свидетельствуют о коровом источнике золота Ленского узла и значительной длительности формирования Сухоложского месторождения. Начиная с позднерифейского этапа сингенетичного накопления его в углеродистых толщах, оно прошло через многократную ремобилизацию в процессах дислокационно-метаморфических преобразований пород в рТ-условиях зеленосланцевого (570-520 [22] — 510 ± 30 млн лет [8]) и высокоградиентного зонального (322 ± 5 млн лет, И-РЬ-метод; 330 ± 10 млн лет, К-Аг-метод [14]) метаморфизма, развития посторогенных плутонов палингенных гранитов (320 млн лет, и-РЬ-метод [14]); внедрения штоков гранитоидов и дайковых комплексов (290 млн лет, и-РЬ-метод; 313 млн лет, 8т-Кс1-метод [14]).
Установлено прямое воздействие тектонических процессов на окислительно-восстановительные реакции рудоотложен ия. Циклически повторявшееся снижение давления и связанное с ним бурное выделение газов предопределялось долгоживущим непрерывно-прерывистым функционированием вязких разломов и зон кливажирования приосевых плоскостей шовной складчатости. Эти высокопроницаемые зоны приразломного смятия в анизотропной кливажной среде в обстановке пульсирующих (осциллирующих, по Е.И. Паталахе) полей знакопеременного характера тектонических напряжений (сейсмовибрации, по [13]), выполняли не только роль структурного контроля, а напрямую инициировали и интенсифицировали экстракцию золота из вмещающих пород, определяли направленность окисли-
телыю-восстановительных реакций рудообразования и осаждение аурума, обусловливая тем самым органическую взаимосвязь тектонических процессов с рудолокализацией. В этой обстановке пульсирующие тектонические напряжения выступают в необычном качестве своеобразного “химического реагента“ удаления газообразных продуктов, тем самым резко ускоряя восстановление золота из его комплексных соединений.
Тектоническое развитие Ленского рудного района проходило многоэтапно в разных рТ-условиях. Оно началось с формирования в позднем ри-фее-венде в рифтогенных структурах эпикратонного прогиба с сингенетич-ным накоплением золота в обогащенных углеродистым веществом алевро-иелитовых толщах [22].
Во второй (покровно-складчатый, по [22] этап (венд-кембрий) рифей-ско-вендские отложения были смяты при формировании зон надвигов в суб-широтные складки под влиянием процессов ламинарного течения пород [24] в рТ-обстановке мезозоны. Деформации сопровождались зеленосланцевым метаморфизмом терригенно-карбонатных толщ, развитием комформных антиклиналей, зон повышенного кливажирования и вязких разломов, миграцией но последним комплексных соединений ремобилизованного золота, их разрушением на слабовосстановительно-углеродисто-термодинами-ческом барьере с образованием рудоносной зоны.
Третий этап отметился проявлением северо-западных линейно-шов-ных зон рассланцевания в рТ-условиях верхней мезозоны-нижней эпизоны под воздействием тектонических подвижек по глубинным разломам фундамента. Дислокации этапа сопровождались значительным перераспределением и концентрацией рудогенных элементов с формированием обогащенных участков в рудной зоне.
Четвертый этап тектоно-магматической активизации (поздний палеозой) знаменовался образованием хрупких разрывов, кольцевых структур, подновлением более ранних разломов, образованием гранитоидов, внедрением даек лампрофиров и гранит-порфиров, повышенной гидротермальной деятельностью. В прилегающих к Бодайбинскому синклинорию с северо-запада Мамской кристаллической полосе этап отмечен проявлением высокоградиентного зонального метаморфизма кианит-силлиманитового типа, сводо- и гранитообразованием, становлением гранито-гнейсовых куполов, гребней, резко отличающихся по типу дислокаций от обрамляющих их складок. Под влиянием диапирующих напряжений гранитоиды деформировались вязко и вязкопластически [24] в рТ-обстановке катазоны. Всё это приводило к многократной повторной экстракции и перераспределению рудогенных элементов. Особо важное значение в ремобилизации благородных металлов в этом этапе имело формирование в рудном иоле иод влиянием процессов палингенеза среднерифейских терригенных отложений скрытого Угаханского гранитного плутона. Это инициировало усиление миграции высокотемпературного флюида пос гмагматогенно-метаморфогенной природы но вязким разломам и зоне повышенного кливажирования Сухоложс-кой антиклинали с образованием более богатых рудных скоплений в участках пересечения ею северо-западной зоны рассланцевания.
Таким образом, полигенно-полихронное месторождение Сухой Лог отличается длительностью формирования в сложной дислокационной обстановке, начиная от сингенетического накопления убогой рудной минерализации с дальнейшей многократной дислокационно- метаморфогенной её ремобилизацией и перераспределением рудных элементов в обстановке пульсирующих вдоль зон вязких разломов и зон кливажа осевых плоскостей шовной складчатости, а затем под воздействием флюида постмагмато-генно-метаморфогенной природы, возникшего в процессе палингенеза ри-фейских отложений. Поэтому рудное поле приурочено к интенсивно дислоцированному участку осевой зоны лежачей антиклинали, а также к кливажу и вязким разломам осевой плоскости складки. Рудолокализующими являются также продольно-поперечные изгибы и диагональная зона рас-сланцевания и малые складки наложенных деформаций.
Особенности формирования золото-платинового гиганта Сухой Лог являются наглядным практическим подтверждением обоснованности науч-но-теоретических разработок Е.И. Паталахи в области металлогении и, в частности, концепции функциональной зависимости масштабности оруденения и морфогенеза от тектонофациальной зрелости вмещающей слоистоскладчатой среды.
1. Буряк В А. Метаморфизм и рудообразование. М.: Недра, 1982, 256 с.
2. Буряк В А. Формирование золотого оруденения в углеродсодержащих толщах // Изв. All СССР, серия геол. 1987.— № 12.— С.94-105.
3. Буряк ВА„ Хмелеве кая Н.М. Сухой Лог — одно из крупнейших золоторудных месторождений мира (Генезис, закономерности размещения оруденения, критерии прогнозирования). Владивосток: Дальнаука, 1997.—156 с.
4. Дистлер В.В.. Митрофанов ГЛ.. Немеров ВЯ.. Коваленкер ВА. и др. Формы нахождения металлов платиновой группы и их генезис в золоторудном месторождении Сухой Лог (Россия) // Геология рудных месторождений. 1996.— Т. 38, № 6.— С. 467 484.
5.Жаутиков Т.М., Фомичев В.И. Особенности формирования углеродисто- золотосульфидных месторождений Бакырчикского рудного поля // Труды 2 Международной научно-практической конференции. “Проблемы рудных месторождений и повышения эффективности геологоразведочных работ”. Ташкент, 2003.— С. 167-168.
6. Константинов М.М.. Некрасов Е.М.. Сидоров АА.. Стружков С.Ф. Золоторудные гиганты России и мира. М.: Научный мир, 2000.— 272 с.
7. Лаверов Н.П.,Дистлер В.В.. Митрофанов ГЛ., Немеров В.К. и др. Платина и другие самородные металлы в рудах месторождения золота Сухой Лог // Доклады РАН, 1997.- т. 355, № 5.— С. 664-668.
8. Лаверов А.П., Лишневсий Э.Н., Дистлер В.В., Чернов АА. Модель рудно-маг-матической системы золото-платинового месторождения Сухой Лог (Восточная Сибирь, Россия) Докл. РАН.— т. 375, № 5.- С. 652-656.
9. Лаверов А.П.. Прокофьев В.К)., Дистлер В.В., Юдовская МА. и др. Новые дан ные об условиях рудоотложения и составе рудообразующих флюидов золото-платино-вого месторождения Сухой Лог //Доклады РАН, 2000.— т.371, №1. С. 88-92.
10. Лишевский Э.Н.. Дистлер В.В. Глубинное строение земной коры н районе золо-то-платииового месторождения Сухой Лог по геолого-геофизическим данным (Восточная Сибирь, Россия) // Геология рудных месторождений, 2004.— т. 46, № 1.— С. 88-104.
И. Лобанов М.П.. Синцов А.В.. Сизых В.И., Коваленко С.Н. О генезисе продуктивных “углистых" сланпев Ленского золотоносного района //Доклады РАН, 2004.— т. 394, № 3.— С. 360-363.
12. Митрофанов ГЛ., Немеров В.К., Коробейников II.К., Семейкина Л.К. Плати-ноносность позднедокембрийских углеродистых формаций Байкало-Патомского на-
горья К Платина России: Проблемы развития минерально-сырьевой базы платиновых металлов. М.: Геоинформмарк, 1994.— Т.1.— С. 150-154.
13. Наумов Г.Б. Структурно-геохимический подход к решению вопроса рудооб-разования //Основные проблемы рудообразования и металлогении. М.: Наука, 1990. —
С. 167-183.
14. Неймарк Л А.. Рыцк Е.Ю., Гороховский Б.М., Амелин Ю.В. и др. Геохронологическое и изотопно-геохимичесое изучение золоторудных месторождений Байкальской складчатой области // Изотопное датирование энодогенных рудных формаций. М.: Наука, 1993.— С. 124-146.
15. ІІаталаха Е.И. Тектонофациальный анализ складчатых сооружений фане-розоя. М.: Наука, 1985.— 169 с.
16. Паталаха Е.И. Тектонофациальный анализ и метаморфогенное радообра-зование складчатых областей .// Процессы и закономерности метаморфогенного рудообразования. Киев: Наукова думка, 1988.— С. 44-50.
17. Паталаха Е.И. Возникновение и развитие тектонофациального анализа // Тектонофациальный анализ и его роль в геологии, геофизике и металлогнии. Алма-Ата: Гылым, 1991.— С. 6 -26.
18. Паталаха Е.И.. БлохА.М. Влияние тектонофациального фактора на обезвоживание пород и формирование рудообразующих растворов // Вестник АН КазССР. 1972, № 4.— С.21-26.
19. Паталаха Е.И., Фомичев В.И. Возникновение и развитие рудообразующих систем с позиций тектонофациального анализа // Эндогенные рудообразующие системы. Тезисы Всесоюзного совещания. М., 1990,.
20. Паталаха Е.И.. Фомичев В.И., Смирнов A.B., Атрушкевич 11 А. Тектонофациальный анализ и метаморфогенное оруденение в свете “живой тектоники“ // Металлогения докембрия и метаморфогенное рудообразование. Тезисы докладов. 4.11. Киев, 1990,.— С. 27-28.
21. Попов Н.П., Лисий ВА. Перспективный тип золоторудных месторождений Сибири // Разведка и охрана недр. 1974, № 7.— С. 4-9.
22. Рундквист И.К., Бобров В А., Смирнова Т.Н., Смирнов М.Ю. и др. Этапы фор-
мирования Бодайбинского золоторудного района // Геология рудных месторождений. 1992. №6.—С. 3-15.
23. Синцов A.B. Механизм формирования линейных складок Бодайбинского внутреннего прогиба // Механизм формирования тектонических структур Восточной Сибири. Новосибирск: Наука СО.— 1977.— С. 15-22.
24 .Синцов A.B. Структурная эволюция Мамско-Бодайбинской складчатой зоны (Восточная Сибирь) // Геотектоника, 2001.— № 1.— С. 84 94.
25. Синцов A.B. Контроль размещения золоторудных тел Ленского района // Эволюция тектонических процессов в истории Земли. Материалы XXXVII тектонического совещания. Т. 2. Новосибирск: Изд-воСО РАН, филиал “Гео".— 2004.— С. 169-171.
26. Фомичев В.И. Тектонофациальная позиция месторождений цветных металлов // Тектонофациальный анализ и его роль в геологии, геофизике и металлогении. Алма-Ата: “Гылым”, 1991.— С. 158-192.
27. Фомичев В.И., Жаутиков Т.М. Поведение и формы миграции золота в процессах рудообразовани. Ч I. Научнотеоретический аспект. Алматы, 2005, 172 с.
28. Чугаев А.В., Чернышов И.В. // XI симп. по геохимии изотопов им. Акад. А.П. Виноградова. Тез.докл. М., 1998.— С. 326 327.
29. Ярмолюк BJ}.. Будников С.В., Коваленко В.И. и др. Геохронология и i-eoдинамическая позиция Аегаро-Витимского батолита // Петрология. 1997. Т. 5.— С. 451-466.
Особливості формування родовища підтверджують концепцію залежності морфогенезу та масштабності його від тектонофаціальної зрілості шарувато-складчастого середовища.
Feauture of formation of mineral depozit account that morphogenesis and Magnitude of ore metallization depend on tectofacies ripe of layered-fold deposition medium.
