CC BY
30
УДК 55 (571.621)
СТРУКТУРНО-ТЕКТОНИЧЕСКОЕ СТРОЕНИЕ ВУЛКАНОГЕННОЙ ДЕПРЕССИИ МАЛОГО ХИНГАНА И ГЕОЛОГО-СТРУКТУРНЫЙ КОНТРОЛЬ ОЛОВЯННОГО
ОРУДЕНЕНИЯ
РЗ. Иоффе
Институт комплексного анализа региональных проблем ДВО РАН, г. Биробиджан
Вулканоген Малого Хингана относится к сравнительно крупному вулкано-тектоническому прогибу (депрессии), вытянутому в северо-восточном направлении.
ФормированиеХингано-Олонойской вулкано-тектонической депрессии сопровождалось не только общим гравитационным опусканием ее основания, но и посекционным проседанием более мелких блоков фундамента по системе разно ориентированных тектонических нарушений. Известные на площади Хингано-Олонойской вулканотектонической системы глубинные разломы, вероятно, служили своеобразной дренажной системой для подъема магматического и рудного вещества от более глубоких источников к дневной поверхности. На пересечении основных и более мелких разрывов северо-западной, северо-восточной и субмеридиональной ориентировки формировались экструзивно-интрузивные тела и парагенетически связанные с ними проявления рудной минерализации.
Хингано-Охотский позднемезозойский вулканогенный пояс, в состав которого входит Малый Хинган, сформировался в период завершения складчатых процессов Сихотэ-Алиня и явился продуктом тектоно-магматичес-кой активизации восточных окраин Буреинского кристаллического массива и Монголо-Охотского складчатого пояса. Весь пояс характеризуется близкими и однотипными вулкано-плутоническими формациями [3].
В общей структуре площади район Малого Хингана находится в переходной тектонической зоне, расположенной к востоку от амурской мезо-кайнозойской платформы, сформированной на палеозойском основании и к западу от области интенсивной мезозойской складчатости. Промежуточное положение зоны определило прерывистый характер ее молодых складчатых структур и обилие тектонических разрывов.
Практически все исследователи района относят вулканоген Малого Хингана к вулкано-тектоническому прогибу, наложенной впадине, депрессии.
По мнению В.Н. Кудрявцева (1989 г.), вулканогенную постройку Малого Хингана можно охарактеризовать как компенсационную приразломную впадину. Два крупных кулисных разлома северо-восточного простирания: Хин-ганский и Сутарский, разделяемых блоком субширотной ориентировки, сформировали флангово-асимметричную компенсационную впадину, выполненную мощной толщей меловых вулканитов. В процессе активного вулканического извержения и опустошения вулканических камер происходило опускание вышележащих толщ по двум крупным первичным разломам-сбросам и серии последующих тектонических нарушений. В результате длительных тектоно-магматических процессов от раннего мела до современного периода образовался сложно построенный вулкано-плутонический комплекс Малого-Хингана.
Хингано-Олонойская депрессия (прогиб) выполнена в основном вулканогенными и в меньшей степени осадочными породами мелового возраста, перекрытыми рыхлыми отложениями палеогена, неогена и четвертичными базальтами. Эффузивные меловые образования подразделяются на три свиты снизу вверх: станолирс-кую свиту нижнемеловых эффузивов среднего состава, солонечную - кислых нижнемеловых эффузивов и туфов, обманийскую, представленную верхнемеловыми кислыми эффузивами, включая липариты.
Характерной стратиграфической особенностью пород, выполняющих прогиб, является:
приуроченность эффузивов к центральной части, осадочных пород к периферии прогиба; почти полное отсутствие терригенного материала в туфовых разностях станолирской, солонечной и обманийской свит.
Отсутствие значительных по мощности осадочных толщ в поле развития эффузивов свидетельствует о непрерывности протекающей здесь вулканической деятельности. Обилие тектонических разломов благоприятствовало проявлению мелового вулканизма, сопровождавшегося накоплением в прогибах мощных туфо-эффузивных пород. Наличие в туфах вулканических бомб и частое переслаивание различных излившихся пород и туфов свидетельствует о связи извержения лав и пирокластов с вулканизмом центрального типа.
Вулканические процессы происходили в течение всего мелового периода, но между главными этапами пара-ксизма проявлялись складчатые движения. Они обусловили несогласия в залеганиях пород станолирской и солонечной свит нижнего мела и олонойской свиты верхнего мела. В то время как центральная часть прогиба являлась ареной интенсивной вулканической деятельности и частичного размыва, отдельные периферические участки испытывали относительное погружение и в них происходило накопление континентальных осадков.
Меловые образования прорваны интрузиями кислого и среднего состава. Первые представлены (от древних к молодым): кварцевыми порфирами, фельзит-пор-фирами, олонойскими гранит-порфирами, плагиопорфи-рами, обманийскими гранит-порфирами и микрогранит-порфирами. К интрузиям среднего состава относятся многочисленные дайки кварцевых, плагиоклазовых, ро-гообманковых и диобазовых порфиритов. Большая часть кислых интрузий контролируется дизъюктивными нарушениями северо-восточного простирания. Дайки среднего состава, а также штоки и дайки обманийских гра-нит-порфиров концентрируются в пределах субширот-ных поясов, где слагают небольшие по размерам, но иногда насыщенные дайковые поля.
Формирование Хингано-Олонойской вулкано-текто-нической депрессии сопровождалось не только общим гравитационным опусканием ее основания, но и посекционным проседанием более мелких блоков фундамента по системе разно ориентированных тектонических нарушений. Известные на площади Хингано-Олонойс-кой вулканотектонической системы глубинные разломы, вероятно, служили своеобразной дренажной системой для подъема магматического и рудного вещества от более глубоких источников к дневной поверхности. На пересечении основных и более мелких разрывов северо-восточной, северо-западной и субмеридиональной ориентировки, образовывающих проницаемые зоны для глубинного магматического и рудного вещества, формировались экструзивно-интрузивные тела и парагенетически связанные с ними проявления рудной минерализации.
Основные элементы строения Малого Хингана можно представить по схеме структурного районирования [3].
1. Глубинные разломы первой генерации, заложенные в раннемеловое время: Хинганский и Сутарский северо-восточного простирания.
2. Северная и Южная вулканогенные впадины первого порядка Малого Хингана, сложенные преимущественно продуктами риолитового вулканизма.
3. Глубинные разломы второй генерации позднего раннемелового времени восток-северо-восточного простирания.
4. Наложенные вулканогенные впадины второго порядка, сложенные продуктами трахи-риолит-дацит-анде-зитового и трахитового вулканизма: Облученско-Хинган-ская, Центральная, Сутарская, Солокачинская и другие.
В.Н. Кудрявцев и др. исследователи эти важнейшие тектономагматические элементы Малого Хингана разделяют на элементы второго и более высоких порядков, в том числе кольцевые вулкано-тектонические структуры центрального типа.
Глубинные разломы первой генерации. Хинганский глубинный разлом прослеживается на 50 км от среднего течения р. Хинган в районе г. Облучье, на северо-восток к верховьям р. Солокачи, по азимуту 350. Разлом фиксируется по высокому градиенту понижения уровня подошвы меловых вулканитов на карте остаточных аномалий Буге. На геологических разрезах масштаба 1:50 ООО отслеживается асимметричное строение Хингано-Олонойской впадины Малого Хингана, где к дан-
ному разлому приурочены максимальные мощности вулканитов риолитового состава, а также излияние плато-базальтов.
Сутарский глубинный разлом приурочен к юго-вос-точной окраине Южной впадины Малого Хингана и прослеживается на 40 км в верховьях левых притоков р. Су-тары, по азимуту 450. Разлом фиксируется наиболее глубокими отметками залегания подошвы меловых вулканитов.
Вулканогенные впадины первого порядка. Хин-гано-Олонойская и Приамурская вулканогенные впадины, обладающие разно направленной асимметрией, приурочены соответственно к крупным глубинным разломам, образующим кулисную структуру северо-восточно-го простирания. Фланги впадин, приуроченные к глубинным разломам, характеризуются максимальными мощностями кислых вулканитов, которые постепенно уменьшаются соответственно на юго-восток в Хингано-Олонойской и на юго-запад в Приамурской впадинах. Внутреннее строение впадин сопровождается серией глубинных разломов С-В простирания второго порядка, и ортогональных к ним разломов С-3 простирания.
Глубинные разломы второй генерации и связанные с ними наложенные впадины второго порядка. Разломы Облученско-Хинганский, Кимкано-Карадубс-кий, Солокачинский характеризуются резкой сменой ориентировки на восток-северовосточное 70-750, значительно меньшей амплитудой сбросовых перемещений (до 500 м), но протяженность крупнейшего из них Ким-кано-Карадубского достигает 100 км.
Право-Сутарский разлом С-В простирания контролирует изолированную вулканогенную впадину.
Облученско-Хинганская наложенная впадина прослеживается узкой полосой (до 1,5 км) от северной окраины г. Облучье на восток-северо-восточное по азимуту 700 около 30 км. Впадина находится на водораздельной части хр. Малый Хинган. Структура подвергнута глубокой эрозии и сохранилась в виде цепочки реликтов оснований ее разреза. Геологический разрез представлен продуктами риолитового и трахириолитового вулканизма: пирокластикой, лавами, экструзивными и жерловыми фациями, субвулканическими телами. Краевые части впадины ограничиваются сбросовыми нарушениями.
Кимкано-Карадубская наложенная впадина прослеживается от низовьев р. Хинган на восток-северо-вос-ток по азимуту 750 к устью р. Карадуб вплоть до среднего течения р. Биракан на протяжении около 100 км. Ширина впадины колеблется от 2-4 км до 7-8 км. В районе Лагерного перевала от нее ответвляется на юго-запад Лево-Сутарская наложенная впадина, контролируемая Сутарским глубинным разломом. Протяженность ее достигает 40 км, ширина не превышает 2-3 км, в центральной части - осложнением, связанным, по-видимому, с эродированной кольцевой структурой типа кальдеры.
В целом для района вырисовывается определенная зональность в проявлении петрохимического состава продуктов вулканизма, контролируемого крупнейшими магмаподводящими разломами. К центральной части кулисно-асимметричной вулканогенной впадины приуро-
чена основная масса кислых вулканитов, а во всех наложенных впадинах второго порядка по мере удаления от нее возрастает роль субщелочных средних вулканитов.
Кольцевые вулкано-тектонические структуры. Кольцевые структуры являются неотъемлемым элементом внутреннего строения вулканогенных впадин первой и второй генерации.
Морфология структур, их генезис и размеры хорошо дешифрируются на аэрофотоснимках масштаба 1:25 ООО. Наиболее крупные структуры, по-видимому, являются глубоко эродированными кальдерами палеовулканичес-ких построек. Кольцевые структуры образуют цепи вдоль зон глубинных линейных разломов. При этом эпицентры колец располагаются в узлах сочленения разломов. Так, например, вдоль зоны Облученско-Хинганскош разлома прослеживается цепь крупных кольцевых структур: Березовская, Хинганская на сочленении с Хинганским разломом; Олонойская структура - с Олонойским разломом; Карадубская структура - с Кимкано-Карадубс-ким разломом.
В пределах Хингано-Олонойской впадины кольцевые структуры группируются в два крупных вулканических очага: юго-западный и северо-восточный.
Юго-западный очаг представлен в порядке формирования: Березовской, Ложной и Хинганской кольцевыми структурами. Представлены они серией концентрических кольцевых разломов сбросового типа, осложненных радиальными нарушениями. Размеры структур в диаметре колеблются в пределах 5-8 км, что сопоставимо с размерами кальдер современных вулканов. Кольцевые структуры играют исключительную роль в структурнотектоническом контроле редкометального оруденения района в целом. В пределах кольцевых структур юго-за-падного очага сконцентрированы оловорудные месторождения района: Центральное - на стыке Березовской и Хинганской структур, Березовское и Хинганское в центре одноименных структур.
Северо-восточный очаг вулкано-тектонических кольцевых представлен в порядке формирования: Широкой, Право-Олонойской, Верхне-Олонойской, и Лево-Оло-нойской. Несколько обособленно к юго-востоку от данного очага находится Верхнекарадубская кольцевая структура. Размеры кольцевых структур северо-восточного очага колеблются в диаметре от 3-5 км до 10-12 км.
На геологической карте масштаба 1:50 ООО прослеживается геолого-структурный контроль размещения оловорудных месторождений. Граничное месторождение приурочено к центру одноименной структуры. Таежное месторождение локализуется в центре более поздней структуры, наложенной на Граничную структуру. Джа-линдинское месторождение находится на внешнем кольцевом разломе Лево-Олонойской структуры. Месторождения Олонойское, Обещающее также пространственно тяготеют к Право-Олонойской и Верхне-Карадубской кольцевым структурам.
В пределах наложенной Кимкано-Карадубской впадины наиболее проявлена Солонечная кольцевая вулкано-текгоническая структура, достигающая в диаметре 7 км.
Второй морфологический тип кольцевых структур представлен вулкано-купольными структурами. Они отличаются значительно меньшими размерами, большим количеством концетрических дуговых разломов, нередко сопровождающихся дайками-апофизами от локальных субвулканических экструзивных тел. Наиболее изученной структурой такого типа является Каменистая, с которой пространственно связано Каменистое месторождение. С вулкано-купольными структурами связаны также Нижнекарадубское, Джалиндинское месторождения. Размеры структур данного морфологического типа колеблются в пределах 1-2 км. Количество их на площади вулканогена значительно превышает число структур первого кальдерного типа. Со многими из них связаны оловорудные проявления, геохимические и геофизические аномалии, природа которых еще не выяснена.
Механизм образования кольцевых вулкано-тектонических структур сложен и объясняется по-разному. Многие исследователи поддерживают представление, высказанное еще в 1936 г. Е. Андерсеном, о наличии неглубоко залегающего периферического магматического очага под структурами обрушения. Когда давление в нем по тем или иным причинам становится меньше литостатического, происходят обрушения стенок канала и формирование просадки.
В 1945 г. М. Биллингс, в 1965 г. A.B. Авдеев показали возможность формирования кольцевых структур путем выжимания кислых магм более плотными породами, образования свода, кольцевой ослабленной зоны и последующего обрушения центрального блока [1].
В.В.Ветренников и многие другие считают, что формирование вулкано-тектонических структур определяется характером перемещения фундамента относительно времени вулканического процесса [2].
Довулканические перемещения фундамента приводят к образованию каркасов вулкано-тектонических структур. Среди кольцевых структур опускания этой стадии могут быть выделены отдельные изометричные вулка-но-тектонические впадины, а среди положительных структур, по-видимому, возможно наличие крупных изометрических поднятий. Синвулканические структуры формируются главным образом вследствие тектонической активности магм. Среди отрицательных кольцевых структур в эту стадию образуются вулканические котловины, просадки, кальдеры обрушения, обрушенные вулканические конусы. К положительным вулкано-тектони-ческим структурам относятся экструзивные и резурген-тные купола, которые обычно сопровождаются кольцевыми и радиальными разломами.
Весьма характерны для районов вулканической деятельности кольцевые криптовулканические структуры. Они связываются с явлениями подземных взрывов и обрушений, а также гипобиссальных интрузий центрального типа. В пределах Малого Хингана два последних типа структур весьма многозначительны.
Кольцевые структуры в целом представляют чрезвычайный практический интерес с точки зрения металлогении.
В качестве примера рассматриваются месторождения Нижнекарадубское и Обещающее, пространственно связанные с кольцевыми структурами. Месторождения выявлены в 1954 г. Карадубской партией при проведении поисковых работ (В.А. Кузмичев, H.H. Никулин). Изучены канавами, шурфами, скважинами (О.Ф. Шишкано-ва,1958), а также комплексными геолого-геофизически-ми исследованиями масштаба 1:10 ООО (В.Я. Плотницкий, В.В. Крыков, 1980). Позднее комбинатом «Хинга-нолово» (В.Н. Кудрявцев, 1989) в пределах рудных полей пройдены штольни и карьеры.
Карадубское месторождение находится на южном фланге рудного поля в главной рудоносной структуре, характеризуется наличием нижнемеловых вулканитов с преобладанием туфовых горизонтов. Рудное поле сложено породами станолирской, солонечной свит, которые прорваны интрузиями кварцевых порфиров, олонойских и обманийских гранит порфиров, а также дайками среднего и кислого состава (диабазов, андезитов, риолитов, гранит-порфиров). Характеризуется большой тектонической проработкой, сопровождающейся интрузивными, субвулканическими и дайковыми образованиями, многочисленными зонами разрывных и сколовых нарушений, зонами минерализации серицит-кварцевых, турма-лин-кварцевых, топаз-кварцевых метасоматитов, зонами грейзенизации.
На месторождении обнажается вулканический аппарат центрального типа, жерло которого заполнено клас-толавой и эксплозивными брекчиями среднего и кислого состава (карьер месторождения) и вскрыты скважинами 1077, 1092, 1093, где они образуют межпластовые тела.
Кластолавы и эксплозивные брекчии среднего состава образуют рвущее тело грибообразной формы с отходящими в стороны межпластовыми телами. Порода характеризуется крупными обломками андезитов, которые выделяются на фоне основной массы темно-серым, серым, вишневым цветом. Размер обломков от 3-5 до 5-40 см, форма угловатая, реже - округлая. Обломки и цементирующая масса имеют афировую и микропорфиро-вую структуру, с микролитовой, реже витрофировой основной массой, часто с микромендалекаменной текстурой и флюидальностью. Флюидальность подчеркивается направленностью плагиоклазов. Из акцессорных минералов в породе присутствует апатит, рудный минерал и редко сфен. Под воздействием гидротерм измененные брекчии осветлены, альбитизированы, по обломкам развивается кварц, серицит, лейкоксен, по основной массе хлорит, эпидот, турмалин, гидроокислы железа.
Кластолавы и эксплозивные брекчии кислого состава пространственно тесно ассоциируют с брекчией среднего состава, примыкая к ним с восточной стороны, контактируя через зону серицит-кварцевых метасоматитов по интрузивному телу риолитов.
Видимо, извержение пород, давших магматическую серию солонечной свиты, происходило из того же очага, что и раннее извержение, магмаподводящий канал находится рядом с первым, немного смещаясь к северо-вос-току, впоследствии заполнившийся эксплозивными брек-
чиями кислого состава и внедрившимися интрузивными риолитами [4].
Брекчии характеризуются светло-серой, розовато-бе-лой, реже зеленовато-серой окраской, наличием обломков флюидальных риолитов (60-70%), редко присутствуют обломки слюдяных сланцев (1-3 %), цементирующая масса - лава риолитового состава, афировой, редко порфировой структуры. Обломки состоят из калишпата, в меньшей степени альбитизированного плагиоклаза, редких вкрапленников кварца, хлоритизированных темно-цветов, основная масса состоит из девитрифицирован-ного вулканического стекла, с проявленной перлитовой отдельностью. По химическому составу порода аналогична флюидально-сферолитовым риолитам. Из акцис-сорных минералов присутствуют циркон, апатит, моноцит, из вторичных - серицит, хлорит, турмалин, карбонат, лейкоксен, гидроокислы железа, флюорит.
Само месторождение представляет полосу гидротер-мально-измененных эффузивных и пирокластических, касситерит отчетливо оловосодержащих пород, пространственно совпадающей с площадью максимального развития дугообразных концентрических разрывных нарушений, контролируемых серией даек. В пределах полосы гидротермальных изменений выделяются рудные зоны с максимальной трещиноватостью, характеризующиеся интенсивностью метасоматоза с повышенным содержанием касситерита. К ним относятся: Западная, Центральная, Восточная и Юго-восточная рудные зоны. Всего на месторождении прослежено более 80 рудных зон, которые характеризуются сложной формой, северо-западным простиранием и крутым падением. Рудные тела в основном имеют выход на дневную поверхность, при мощности в несколько метров (до 25-30) они прослеживаются по простиранию до 500 м, распространяясь на глубину до кровли гранит-порфиров (460-500 м). Наиболее продуктивными являются горизонты от поверхности до глубины 100 м и от 200 до 350 м.
Почти все запасы олова Нижнекарадубского месторождения сосредоточены в пределах Западной рудной зоны, которая прослежена на поверхности на 440 м, на глубине - на 160 м, мощность ее изменяется от 1,7 до 15,2 м, на глубине 60 м она выклинивается. Простирание зоны северо-западное, падение - почти вертикальное. По морфологии зона представляет собой ореол гидротермально-измененных пород вытянутой линзообразной формы, а обогащенные касситеритом участки имеют разнообразные очертания.
Особенностью геологической позиции Западной рудной зоны является почти полная ее локализация в горизонте гранит-порфиров. При этом наиболее богатые рудные участки сосредоточены в верхних частях этого горизонта под вышележащими смешанными туфами.
О.Ф. Шишканова объясняет концентрированность оруденения под смешанными туфами экранирующим воздействием прослоев пилитовых туфов, которые сами мало подвержены изменениям [5].
Состав метасоматитов, слагающих рудную зону, закономерно изменяется в горизонтальном и вертикальном направлении. В центральных частях зоны развиты топа-
зо-кварцевые метасоматиты, которые по периферии сменяются серицит-кварцевыми, а затем окварцованными и серицитизированными эффузивами. На глубоких горизонтах касситерит отчетливо приурочен к тонким жилам хлорит-кварцевого или биотит-кварцевош состава. Промышленные концентрации касситерита соответствуют участкам развития кварц-топазовых, реже кварц-серици-товых, еще реже окварцованных, серицитизированных лаеобрекчий риолитое.
Восточная зона прослежена на 500 м по северо-за-падному простиранию, при северо-восточном падении под углом около 80. Она приурочена к висячему и лежачему бокам дайки диабазовых порфиритов и отчетливо контролируется ею. Зона включает 15 рудных тел.
Юго-Восточная рудоносная зона северо-западного простирания прослежена по поверхности на 340 м. В отличие от первых двух, Юго-Восточная зона локализуется в лаеобрекчияхриолитое, рассеченных серией даек андезитов. Повышенные концентрации касситерита в рудной зоне, как и в предшествующих, связаны с топа-зо-кварцевыми, серицито-кварцевыми породами. Всего в ней насчитывается около 6 рудных тел.
Центральная зона приурочена к осветленным лавоб-рекчиям риолитов, местами интенсивно окрашенным гидроокислами железа. На фоне слабоизмененных ла-вобрекчий выделяются небольшие гнезда, реже более крупные обособления, линзообразные участки топазокварцевых, серицито-кварцевых и кварцевых пород. Повышенная концентрация касситерита связана с топа-зо-кварцевыми и турмалино-квацевыми породами.
По данным расчетов мультипликативных коэффициентов по каждой из четырех зон уровень эрозионного среза Нижнекарадубского месторождения характеризуется как среднерудный [4]. Рудные зоны характеризуется метасоматической зональностью: метасоматиты аль-бит- биотит-кварцевого состава слагают внешний чехол рудных тел, топазо-кварцевые, турмалин-кварцевые представляют ядро рудных тел. Распределение геохимических элементов в пределах рудных зон надрудных элементов (РЬ, Ъа) определяет среднерудный эрозионный срез месторождения. По вещественному составу и минеральному составу руд месторождение Нижнекарадуб-ское относится к касситерит-кварцевой малосульфидной формации.
Месторождение Обещающее расположено в верховьях ручья Карадуб, правого притока среднего течения р. Карадуб.
Месторождение приурочено к вулканической жерло-вине, выполненной автомагматическими брекчиями ким-канского комплекса, прорывающими нижнемеловые эффузивные образования сололийской, солонечной свит. На дневной поверхности тело субвулканических риолит-порфиров мощностью от 10-15 до 30-60 м имеет вытянутую в северо-восточном направлении жилообразную форму, а на горизонтах штольн № 4 и 5 постепенно приобретает форму подковообразного дайкового тела, расположенного вогнутой стороной к юго-востоку. На горизонте 600 м контакт жерловой фации риодацитового
состава с риолито-игнимбритами осложнен системой сбросо-сдвигов субмеридионального простирания и горизонтальным тектоническим надвигом игнимбритовой толщи на лавобрекчии и агломератовые туфы [4].
Наиболее поздними магматическими образованиями на площади месторождения являются дайки сиенитовых порфиритов. Развиты они повсеместно в рудовмещающих тектонических зонах северо-западного простирания и оперяющих их зонах отрыва: Юго-Западной, Северо-Восточной, Диагональной 1, Пропилитовой.
По мнению В.Н.Кудрявцева (1989 г.) дайковые тела сиенитовых порфиров контролируют оловорудное оруденение. Парагенетическая связь даек и оруденения проявляется, предполагает С.М.Родионов [4], в унаследованном характере движения вещества по наиболее приоткрытым интервалам тектонических зон скола и отрыва. Присутствие этих даек наблюдается во всех рудных телах, поэтому их можно считать надежным поисковым признаком.
Северо-Восточная рудная зона характеризуется ярко выраженным зональным строением. Центральная ее часть, мощностью 3-5 м, сложена серицито-топазо-квар-цевыми породами с повышенными концентрациями касситерита, значительным количеством флюорита, небольшими обособлениями турмалина, крупночешуйчатого гидромусковита. Далее часть зоны мощностью 2-3 м выполнена турмалин-кварцевыми породами, с мелкой вкрапленностью касситерита топаза и флюорита, которые постепенно сменяются окварцованными риолитовы-ми порфирами с небольшими прожилками и гнездами мелкозернистого голубовато-зеленош турмалина. Интенсивность окварцевания по мере удаления от центра зоны постепенно падает и затухает совсем. Мощность зоны крайне невыдержанная по падению и протиранию, на северо-западном фланге достигает 4 м, составляя в среднем 2 м. Северо-восточный фланг зоны, на интервале ее примыкания к субмеридиональному разлому, осложнен многочисленными зонами отрыва протяженностью 5-10-15 м. Рудное тело на поверхности вскрыто в трех пересечениях, его длина 40 м, мощность от 0,3 до 5,8 м. Содержание олова колеблется от 0,44 до 25,9 %. С глубиной рудное тело увеличивается до 60 м, мощность уменьшается до 2,65 м, средняя длина составляет 55 м мощность 1,42 м, содержание олова 2,02 %, вертикальный размах оруденения 130 м.
В Западной рудной зоне наибольшие концентрации касситерита связаны с турмалино-кварцевыми прожилками и обособлениями. Развитие гидротермальных процессов способствовало образованию метасоматитов следующей последовательности по минеральным ассоциациям: серицито-кварцевая, наложенная на нее кассите-рито-серицито-топазо-кварцевая, затем турмалино-квар-цевая, выполняющая все полости и каверны и пересекающая все ранее образовавшиеся породы. Зона представлена слепым рудным телом, не вскрытым на поверхности канавами. На горизонте 600 м она представляет собой маломощную кварц-серицит-топазовую зону севе-ро-западного простирания с содержанием олова 0,49 %,
а на горизонте 550 м концентрация олова достигает 2,5 %. Пройденный штрек вскрыл мощный раздув зоны от 10-12 до 17 м с промышленным оруденением.
Рудоносная зона Пропилитовая приурочена к контакту жерловой фации риолитов с вмещающими игнимбри-тами риолитов, который осложнен сбросо-сдвиговыми нарушениями субмеридионального простирания. Зона прослежена на поверхности и на горизонтах в интервалах между субмеридиональными и северо-западными разломами, протяженность ее 120 м, азимут простирания 285-3000. падение крутое. Основная масса касситерита связана с каолинизированными кварц-топазовыми метасоматитами, промышленных концентраций олова не установлено.
Зона Диагональная I прослежена на поверхности в юго-западном направлении на протяжении 220 м мощностью от 0,3 до 3,5-4,8 м, в раздувах до 10-15 м. На горизонте 600 м протяженность зоны сокращается до 150 м. Содержание олова варьирует от 0,12 до 0,9 %. В минеральном составе зоны резко преобладают кварц-то-пазовые грейзены с флюоритом и практически отсутствуют кварц-турмалиновые метасоматиты, что характеризует незавершенность цикла рудообразования в зоне Диагональной I.
По характеру минерализации, форме и составу рудных тел, их положения вблизи дайковых образований месторождение Обещающее относится к сульфидно-кас-ситеритовой формации с элементами кварц-касситери-товой формации. Наряду с высокотемпературным минералам топазом, встречаются мелкокристаллический светло-зеленый турмалин, серицит, каолин, флюорит и пирофиллит, поэтому можно предположить, что формирование месторождения происходило в несколько фаз.
Исходя из структурных особенностей размещения рудопроявлений и оценки величины эрозионного среза месторождений Обещающего и Нижнекарадубского, определены структурные признаки перспективности оруденения. Оруденение связано с кольцевыми структурами кальдерного и купольного типа и линейными структурами северо-восточного и северо-западного простирания. В одних случаях оруденение сосредоточено в узлах пересечения кольцевых и линейных структур, в других -внутри кольцевых, чаще купольных, на пересечении линейных структур северо-восточного и северо-западного простираний. Перспективными можно считать блоки в
пределах купольных структур центральной части Хин-гано-Олонойского прогиба, в тектонической активной полосе с максимальными абсолютными (около 650 м) и высокими относительными высотами, значительной степенью расчленения рельефа, достаточной для вывода оруденения на поверхность. Интенсивность поднятия отдельных блоков определяет различную величину денудационного среза блоков и различную сохранность рудных тел в современном срезе. Благоприятными для сохранения оруденения являются блоки со слабо вскрытыми интрузивными массивами или блоки с чехлом эф-фузивов под которым находится куполовидное поднятие гранитов, не вскрытое денудацией.
Кольцевые структуры представляются нам объектом всестороннего изучения, так как связь процессов рудообразования с их формированием несомненна: в одних случаях они выступают как рудовмещающие, в других -как рудогенерирующие. Закономерная приуроченность к кольцевым структурам эндогенных месторождений, рудопроявлений, наблюдаемая на Малом Хингане, заслуживает пристального внимания при поисках и прогнозировании оловянного оруденения.
ЛИТЕРАТУРА:
1. Авдеев A.B. О кольцевых структурах магматических комплексов // Советская геология. 1965. № 10.
С. 50-66.
2. Ветренников В.В. Особенности вулканизма, тектоники и оруденения окраино-материковых поясов. М.: Наука, 1976. 152 с.
3. Ициксон Г.В. Структурное районирование и история геологического развития Малого Хингана // История геологического развития и магматизма Малого Хингана. Л: ВСЕГЕИ, 1961. С. 5-65.
4. Хингано-Олонойский рудный район (геолого-геофи-зические характеристики, рудоносность, проблемы развития сырьевой базы) / М.И. Копылов, Ю.Е. Плотницкий, С.М. Родионов, Н.П. Романовский. Влади-восток-Хабаровск: ДВО РАН, 2004. 250 с.
5. Шишканова О.Ф. Отчет о результатах поисково-разведочных работ на Карадубском оловорудном месторождении, его окрестностях в 1954-1957 гг. Хабаровск: Фонды ДВТГУ, 1958.
Volcanogenic Small Khingan refers to the comparatively volcano-tectonic (depression) extended in the north east direction.
The formation of the Khingan-Olonoy volcano-tectonic depression was accompanied by not only a general gravitational lowering of its basis, but also by the each section lowering of the base smaller bloucs according to the system of tijferently focused tectome breaches. Deep breaks founol on the Khingan-Olonoy volcano-tectonic system territory probably served as a definite drainage system for the raise of the magmatic and ore substance to the surface. At the places of crossing of basic and smaller breaks (north-west, northeast and submeridional orientation) the extrusive-intrusive bodies and displays of the ore mineralization, connectiol with them, formatted.
