CC BY
26
СВЯЗЬ ЗОЛОТОГО ОРУДЕНЕНИЯ С МАГМАТИЗМОМ КУЗНЕЦКОГО АЛАТАУ
Б. Д. ВАСИЛЬЕВ (ТПИ)
Северная часть Кузнецкого Алатау (Мариинская тайга) издавна считалась областью развития, оруденения золото-мышьяковой формации, связанной генетически с батолитовой гранитоидной интрузией. Однако в 1955 году здесь было открыто нами Натальевское месторождение золота в скарнах, относящееся по типу минерализации к золото-вис-муто-медной, по А. Я. Булынникову, формации, которая ранее противопоставлялась золото-мышьяковой, считалась характерной для восточного склона Кузнецкого Алатау и связывалась там генетически с более древними интрузивными образованиями.
Для целенаправленных поисков в Мариинской тайге новых золоторудных месторождений необходимо было выяснить генетическую принадлежность ; уже известных месторождений и выявить факторы, контролирующие размещение в структуре района различных типов золоторудной минерализации. Работы в этом направлении, проведенные автором в 1957—1966 годах при активной поддержке- со стороны треста Заисибзолото, привели нас к выводу, что в северо-восточной части Мариинской тайги (Берикульский блок) месторождения и рудопрояв-ления не только золото-висмуто-медной, но и золото-мышьяковой формации не могут связываться генетически с Мартайгинским комплексом батолитовых гранитоидов: они не древнее интрузивных образований более молодого послебатолитового Кийского габбро-щелочно-сиенито-вого комплекса, прорывающего вулканогенный девон, и генетически связаны, вероятно, с этим интрузивным комплексом. Более того, выяснилось, что почти каждый интрузивный комплекс в Мариинской тайге сопровождается в той или иной мере золотым оруденением, однако наиболее интересными с точки зрения промышленного освоения являются месторождения послегеосинклинального этапа развития района.
Эти выводы, имеющие принципиально важное значение и требующие переориентировки поисковых работ на золото в пределах Мариинской тайги, заслуживают обсуждения и тщательного обоснования.
Рассматриваемый район, согласно схеме тектонического районирования В. А. Кузнецова, является частью Мартайгинского массива Алтае-Кузнецкой- складчато-глыбовой зоны салаирского возраста. Он имеет блоковое строение, обусловленное развитием региональных разломов северо-восточного и северо-западного простирания, и делится последними на крупные блоки (рис. 1).
Рис. 1. Схема размещения оруденения и интрузивных образований Кийского комплекса в Берикульском блоке
1— подошва Палатнинской свиты; 2— ось Макаракской синклинали; 3— зоны размещения габброидов 1 фазы Кийского комплекса; 4—западная граница распространения даек щелочных и нефелиновых сиенитов; 5—крупные дизъюнктивы; 6—месторождения золото-мышьяковой формации известные; 7—то же предполагаемые; 8—9—месторождения и рудопроявления золото-висмуто-медной формации известные; 10— то же предполагаемые; 11—рудопроявления полиметаллической (сульфидной) формации; 12— рудопроявления самородного свинца. Цифрами на схеме показаны месторождения и рудопроявления: 1—Старо-Берикульское, 2—Комсомольское, 3—Казанское, 4— Натальевское, о—Каменной, 6—'Медянка, 7—Стрелка, 8—Сосновка, 9—Пономарев-ское, 10—Денисовское, 11—Мадричеикин ключ.
В вертикальном разрезе отчетливо обособляются два структурных этажа1: додевонский геосинклинально-складчатый и девонский, переходный, формированию которых соответствуют два крупных этапа в истории геологического развития района. '
Осадочные и вулканогенные толщи позднего докембрия, нижнего и среднего кембрия, слагающие в Мариинской тайге додевонский структурный этаж, относятся к формациям геосинклинального класса (по Н. С. Шахскому и Н. П. Хераскову), а наличие среди них зелено-каменных вулканогенных толщ и крупных тел «формации гранитоидных батолитов пестрого состава» (по Ю. А. Кузнецову) свидетельствует об эвгеосинклинальных условиях развития региона в позднем докембрии и кембрии. Все толщи позднего докембрия и кембрия в пределах района дислоцированы в одном плане, собраны в крупные складки субмеридионального простирания с углами падения крыльев 50—70° и осложнены узкими «приразломными» складками северо-восточного простирания. Нижняя граница теосинклинально-складчатого этажа в пределах района не вскрыта, верхней является поверхность нижнедевонского регионального углового несогласия, отделяющая расположенный выше Переходный структурный комплекс, сложенный формациями иного класса и обладающий иным структурным планом.
В геосинклинальный этап развития региона сформировались два интрузивных комплекса в северной части Мартайги:
1) Кундустуюльский комплекс авгитовых диоритов и 2) Мартай-гинский комплекс батолитовых гранитоидов пестрого состава.
К Кундустуюльскому комплексу позднего докембрия относятся зе-ленокаменные габбро, габбро-диориты и габбро-диабазы, образующие серию мелких линейных тел в антраконитовых мраморах древнейшей осадочной толщи в бассейне рч. Кашкадак. Непосредственно в габбро-диоритах одним из левых притоков рч. Кашкадак вскрываю-?ся мелкие золотоносные кварцевые жилы, за счет разрушения которых образована короткая золотоносная россыпь. Поскольку других интрузивных образований в радиусе 5—6 км не имеется, естественно полагать, что связь золотоносных кварцевых жил с габбро-диабазами будет не только пространственной, но и генетической. Золотоносность этого интрузивного комплекса в Кузнецком Алатау описывалась Е. И. Горевановым на примерах Кундустуюла и Усинского района, расположенных южнее.
Мартайгинский комплекс батолитовых гранитоидов наиболее широко распространен в пределах северной части Кузнецкого Алатау и объединяет интрузивные образования Дудетского, Кожуховского и других массивов, а также ряда мелких штоков. Все они характеризуются пестрым петрографическим составом с преобладанием диоритов, сиенитов, кварцевых диоритов, а в более крупных телах—■ гранодиоритов, гранитов и плагиогранитов. Интрузивные тела комплекса составляют цепочки северо-восточного простирания, рассекающие диагонально складки додевонского структурного этажа и примыкающие на северо-востоке к Дудетскому батолиту, размещенному, вероятно, на сопряжении разломов фундамента северо-западного и северо-восточного простирания.
Наличие ксенолитов интрузивных пород, пространственная обособленность некоторых типов пород в пределах отдельных плутонов, факты контактового воздействия одних интрузивных пород на другие позволяют уверенно выделять три основные фазы интрузии: габбровую, диорит-монцонитовую и гранитовую. Выделенные фазы имеют следующие особенности: а) в составе каждой последующей фазы более основные породы близки по составу (или аналогичны) наиболее кислым представителям предыдущей фазы; б) размещение продуктов всех фаз
ЮГ)
контролируется одними и теми же структурами, все фазы совмещены в одних массивах. Это может свидетельствовать о незначительном разрыве во времени между фазами и об отсутствии резких изменений тектонической обстановки формирования отдельных фаз.
Пестрота петрографического состава пород в пределах отдельных массивов с широким развитием гибридных разностей, мелко- и средне-кристаллические, часто порфировидные структуры пород, наличие крупных останцев кровли и ксенолитов, скарновые оторочки вдоль контактов, большое количество мелких по размерам выходов пород — все это свидетельствует о неглубоком эрозионном срезе, обнажившем лишь апикальные части интрузивных тел, сформированных в условиях средних глубин. Геологический возраст комплекса определяется в северовосточной части Мартайги прорывом отложений среднего кембрия г: непосредственным налеганием красноцветных отложений кобленца на размытые интрузивные тела комплекса.
С Мартайгинским батолитовым гранитоидным комплексом многие исследователи до сих 'пор связывают большую часть золоторудных месторождений Мариинской тайги, что представляется нам ошибочным. Дело в том, что в полях, где распространены интрузивные породы только Мартайгинского комплекса, золотое оруденение, как правило; отсутствует, например, на площади слабо эродированного Дудетского батолита, Усть-Кундатского и Кожуховского массивов. И наоборот, б полях золоторудных месторождений кр-оме дериватов Мартайгинского комплекса, как будет показано нами ниже, всегда присутствуют мелкие пшрузивные тела молодых габброидов и щелочных сиенитов, на которые накладывается золотое оруденение.
Поэтому в настоящее время очень трудно указать золоторудное месторождение, генетическая связь которого с Мартайгинским комплексом была бы очевидной. Вероятно, с Мартайгинским комплексом связаны генетически слабозолотоносные кварцевые жилы Боготуюль-ского медно-молибденового месторождений, описанные Д. В. Никитиным и Н. Н. Дингельштедтом в эндоконтакте Кожуховского массива, а также аналогичные мелкие жилы с молибденитом и халькопиритом в центральной части этого же массива против устья Малых Илов.
После основной складчатости и становления батолитовых грани-тоидов Кузнецкий Алатау вступил в новый, переходный этаи геотектонического развития, характеризующийся образованием специфических красноцветных осадочных и вулканогенных формаций и внедрением послебатолитовых интрузивных комплексов повышенной щелочности. Как результат этого этапа развития сформирован переходный структурный комплекс (этаж), который слагается терригенными и вулканогенными формациями переходного класса и подразделяется на два подэтажа, разделенных крупным угловым несогласием.
Нижний подэтаж представлен красноцветными молассами кобленца, сохранившимися главным образом в грабенах, где мощность их достигает 2 км. Верхний подэтаж представлен сложной по составу вулканогенной формацией эйфеля, залегает как на дислоцированных красноцветных молассах кобленца, так и непосредственно на различных образованиях более древнего геосинклинально-складчатого этажа, и имеет в различных участках района непостоянную мощность порядка 1—2 км.
Структура девонского (предживетского)-этажа складчато-блоковая: наряду с горстами и грабенами шириной 10—12 км в структуре этажа развиты открытые широкие складки с углами падения 30—40°. Формирование складчатых структур девонского этажа тесно связано с развитием зон региональных разломов: основные складки этажа параллельны
границам крупных блоков, вблизи которых складки становятся более мелкими и напряженными, вплоть до опрокинутых. Часть синклинальных складок на глубине переходит в грабены, с образованием которых связано опрокидывание мелких складок и интенсивный вулканизм.
Значительные мощности девонских континентальных отложений, склядчато-глыбовая структура девонского' этажа, формирующаяся при ведущей роли глыбовых движений и интенсивном вулканизме в интрузивной и экструзивной формах,— все это позволяет рассматривать северную часть Кузнецкого Алатду как структуру сибиретипную (пи AI А. Усову).
С переходным этапом 'развития северной части Кузнецкого Алатау связывается становление двух интрузивных комплексов, золотоносных в той или иной степени: 1) Кийского комплекса габбро и щелочных сиенитов, 2) Чебулинского комплекса щелочных гранитов.
К наиболее молодому Чебулинскому интрузивному комплексу отнесены мелкие штоки щелочных гранитов, расположенные цепочкой вдоль восточной границы Палатнинского грабена. Абсолютный возраст гранитов, определенный в лаборатории ТПИ Р. М. Гольдом урано-свинцовым методом по пирохлору, составляет 327—350 млн. лет. В гранитах Чебулинского комплекса имеются мелкие кварц-молибденитовые жилы, слабозолотоносные.
Кийский габбро-щелочно-сиенптовый многофазный комплекс представляет собою широко распространенную в Мариинской тайге ассоциацию пород сравнительно молодого возраста. В состав комплекса входят титаи-авгитовые габбро и габбро-пироксениты (I фаза), щелочные сиениты и нордмаркиты (И фаза), нефелиновые сиениты (III фаза), микрограниты и аплито-пегматиты (IV фаза). Все интрузивные образования Кийского комплекса в региональном плане приурочены к единой меридиональной зоне длиною 70 км (от Макарака на севере до г. Б.. Тас-кыл на юге). Интрузивные тела различных фаз комплекса в пределах единой полосы их распространения ориентированы различно, что отчетливо наблюдается в Берикульском блоке (см. рис. 1). Удлиненные тела габброидов I фазы размещаются вдоль узких зон северозападного и субширотного простирания, фиксируя глубинные разломы, частью скрытые. Более поздние фазы комплекса представлены типичными трещинными телами щелочных сиенитов (северо-восточного простирания), нефелиновых сиенитов (северо-западного простирания), микрогранитов и аплито-пегматитов (субширотного простирания), в целом . создающими сложную «решетку».
Возраст Кийского комплекса определяется Эйфелем (Васильев, Кортусов, 1964) на том основании, что габброиды I фазы комплекса у Макарака прорывают вулканогенные породы Палатнинской свиты, а эффузивные аналоги нефелиновых сиенитов (берешиты) локализованы в верхах доживетской Быскарской серии на р. Урюп. Тесная пространственная связь, наличие взаимопереходов интрузивных и .эффузивных ..образований, одинаковый геологический возраст, общие черты химизма, сходная направленность в эволюции состава эффузивных образований Палатнинской свиты и интрузивных образований Кийского комплекса позволяют ставить вопрос о комагматичности этих образований. С Кий-ским комплексом связаны генетически титаномагнетитовая минерализация (I фаза), редкоземельная (II фаза), нефелиновое сырье (III фаза) и золотоносность.
Золоторудные месторождения района, связанные генетически с Кийским комплексом, по особенностям химизма. типоморфЪых минеральных ассоциаций относятся к двум рудным формациям (по А. Я. Бу-льтияикову): золого-висмуто'-медной и золото-мышьяковой.
Так, , известные проявления существенно золото-висмуто-медной минерализации на Медянке, Натальевке и в истоках руч Каменного пространственно ассоциируют с мощными дайками габброидов I фазы Кийского комплекса, причем на Натальевском месторождении это ору-денение наложено на габброиды и на дайки щелочных сиенитов II фазы Кийского комплекса, т. е. определенно не может иметь генетической связи с более древним Мартайгинским комплексом.
Типичными представителями золото-мышьякбвой формации в пределах района являются Берикульские месторождения. На Старо-Берп-кульском месторождении жилы Прокопьевску, Магистральная, Круго-бапкальская своими северо-восточными концами залегают в габбро-норитах I фазы Кийского комплекса, а жилы № 39 (горизонт 232) н № 49 (горизонт 510) смещают дайки гранит-аплитсв IV фазы Кийского комплекса. На Новом Берикуле жила Комсомольская залегает частично в габброидах Ново-Берикульского массива (I фаза), а жила Ленинградская приурочена к дайке аплито-пегматита. Следовательно, золото рудные месторождения и рудопроявления золото-мышьяковой и золото-зисмуто-медной формаций в пределах района генетически не связаны с Мартайгинским комплексом батолитовых гранитоидов, как это считалось до выделения самостоятельного Кийского интрузивного комплекса. Оьп могут быть связаны генетически только с послебатолитовым Кий-ским габбро-щелочно-сиенитовым комплексом эйфельского возраста (в целом), поскольку более молодой Чебулинский комплекс щелочных гранитов ограничен в своем распространении лишь западной частью района и имеет иную металлоге-ническую специализацию, хотя кварц-молибденитовые жилы в интрузивных телах этого комплекса слабо-золотоносны.
Пространственно золоторудные месторождения контролируются зонами размещения габброидов I фазы Кийского комплекса (см. рис. 1), но определенно формируются после становления щелочных сиенитов II фазы (золото-висмутс-медные) и даже после микрогранитон IV фазы (золото-мышьяковые).
Вдоль зон размещения габброидов I фазы проявляется отчетливая горизонтальная зональность в распределении гидротермальных образований различных формаций относительно оси девонской Макаракскои синклинали (рис. 2). Эта горизонтальная зональность выражается в последовательной смене (по мере удаления от оси синклинали) не только минеральных ассоциаций, но и рудолокализующих структур. Она является отражением на современном эрозионном срезе вертикальной фациальной (глубинной) зональности и зависит от глубины формирования месторождений относительно подошвы вулканогенного эйфеля, а более правильно — относительно дневной поверхности на момент формирования месторождений. При этом месторождения золото-мышьяковой формации локализуются в форме выдержанных свит кварцевых жил на глубинах 1,5—2,5 км ниже подошвы вулканогенного девона (рис. 3), а месторождения золото-висмуто-медной формации — в форме линзообразных и трубообразных тел кварц-карбонатного состава соответственно на глубинах 0,8—1,0 км. Золотое оруденение сменяется выше полиметаллическим, локализующимся в мощных зонах дробления, цементированных главным образом карбонатами и рассекающих не только подстилающие девон, но и собственно девонские образования.
Противопоставлявшиеся ранее рудныё формации (золото-мышьяковая и золото-висмуто-медная) имеют элементы общности состава (минералы, элементы-примеси, изотопный состав свинца и т. п.), дают ззаимопереходы в пределах одного месторождения и, участвуя в строе -
иии единой фациальной колонны, являются членами одного генетического ряда формаций.
Таким образом, из рассмотренных четырех интрузивных комплексов наибольшей рудоносностыо обладает послебатолитовый Кийский габбро-сиенитовый комплекс.
С учетом выявленной закономерности пространственного размещения золотого оруденения поисково-разведочные работы на золото в пределах северной части Кузнецкого Алатау следует вести вдоль зон размещения габброидов I фазы Кийского комплекса (см. рис. 1), при этом в районе дер. Сосновки следует ожидать оруденение золото-висмуто-медной формации, а в верховьях рч. Казанки — оруденение золото-мышьяковой формации (берикульский тип).
Рис. 2. Обобщенная схема размещения месторождений и рудопроявлений различных формаций в складчатой структуре (относительно оси Макаракской синклинали)
[—-Современный эрозионный срез, II — подошва вулканогенного девона, III — оссвая линия Макаракской сип клинали. Другие угловые обозначения см. на рис. 1
\ (кт | Форма тел Формация ¿лабно* ЖилЬное ¿нпо л не ни* боны
к РЬ-2п (самородная) % Ка рбо наш но*
А А РЬ "2п (с уль ф «Э нор) / г
|| 1 Аа-в|'-Сц кбарц -карбонатное
Аи -А & кЬлрцебсе * о * о ? о § •о
Рис. 3. Схема вертикальной зональности
