Структурный контроль локализации золота в пределах Нойбинской площади

2.1 Стратиграфия

К ним относятся магматические породы татарско-аяхтинского, орловского, захребетнинского и гурахтинского комплексов.

- Татарско-аяхтинский комплекс гранитовый (г2R3ta). К нему отнесены гранитоидные породы, слагающие северо-восточную часть гетерогенного Каламинского массива. Представлены серыми массивными редко- мелкопорфировидными, преимущественно среднезернистыми гранитами.

- Орловский базальт-андезит-риолитовый комплекс. Субвулканические образования. К этому комплексу отнесены тела амфиболизированных метадолеритов, метариолитов, метариодацитов и гранит-порфиров, прорывающие рифейские отложения в пределах Нойбинской площади. Их комагматами являются вулканиты средней подтолщи иончихинской толщи, сохранившиеся от эрозии на смежных территориях (Стороженко, 2003).

- Захребетнинский комплекс щелочных трахитов - трахибазальтов. К нему отнесены дайки трахидолеритов (R3z) и щелочных нефелиновых сиенитов(Eе2R3z). При мощности в первые метры многие дайки протягиваются на 500-2000 м, тяготея к взбросам северо-западного простирания и субпараллельным им трещинам.

- Гурахтинский комплекс субщелочных гранитов (егR3gr). Субщелочные гранитоиды этого комплекса, разделяющие формирование нижней молассы (чингасанская серия) и верхней молассы (чапская серия), широко развиты в юго-западном обрамлении Нойбинской площади. Они представлены субщелочными биотитовыми гранитами и лейкогранитами Ногатинского, Березовского и Усть-Индольского массивов. С ними связаны значительные концентрации урана и, отчасти, золота, олова, вольфрама, молибдена.

Вендские образования

К ним отнесены средневороговский щелочно-гранитоидный и чапинский щелочно-ультрабазитовый комплексы.

- Средневороговский щелочно-гранит-сиенитовый комплекс. (егV1sr) Гранитоды этого комплекса слагают небольшой слабоэродированный массив. Они дифференцированы от субщелочных биотитовых гранитов до щелочных гранитов биотит-рибекитовых, рибекитовых, арфведсонитовых и эгириновых. Сюда же отнесены дайки щелочных сиенитов. Гранитоиды комплекса фиксируются радиоактивными аномалиями ториевой природы.

- Чапинский щелочно-ультрабазитовый комплекс. Они группируются в два пояса северо-западного простирания: Нойбинско-Алманаканский и Чингасанский. В породах архея развиты лишь дайки ультрабазитов, в зеленосланцевых рифейских образованиях - дайки и штоки, среди осадочных пород чингасанской серии - дайки, штоки и трубки взрыва и лишь в суворовской свите венда появляются силлы и туфовые и лавовые покровы площадью 1-3 км. По составу среди образований комплекса преобладают щелочные пикриты и их туфы, кластолавы, миндалефиры, реже встречаются пикриты, авгититы, лимбургиты, эруптивные брекчии смешанного состава.

2.3 Тектоника

2.3.1 Пликативные структуры

Последовательность формирования развитых на площади стратифицированных и ультраметаморфических образований, наличие перерывов, этапов складообразования и метаморфизма позволяют выделить в пределах площади пять структурных этажей, отвечающих крупным тектоно-магматическим циклам: позднеархейский, раннепротерозойский (карельский), позднепротерозойский (байкальский), мезозойский и альпийский. (Беговатов, 2006)

Позднеархейский структурный этаж сложен формациями плагиогнейсов (немтихинский метакомплекс), гнейсово-мраморно-амфиболитовой (малогаревский метакомплекс) и метапикрит-метабазальтовой (шумихинский комплекс. Породы этажа выделяются в пределах Нойбинской площади как фрагменты двух гранито-гнейсовых куполов Тейского и Алманаканского (Зуев, 1995), представленных в современном тектоническом плане тремя крупными аллохтонными пластинами.

На северо-западе площади выделяется Нойбинско-Алманаканская пластина, на северо-востоке - Нойбинско-Чапинская, на юге - Тейско-Еншиминская, осложненные мелкими аллохтонными фрагментами и ограниченные зонами одноименных надвигов. В пластинах породы смяты в мелкие, сложные изоклинальные и лежачие складки с углами падения контактов тел от 10 до 80є и резкой сменой направления падения. Мелкие складки (размах крыльев метры-десятки метров) осложняют относительно крупные брахиформные овальные структуры, центры которых вмещают тела гранитоидов гаревского комплекса. Пластины перемещены в восточном направлении, надвинуты друг на друга и на породы сухопитской серии, слагающие тектонические клинья во фронтальных участках надвиговых зон. Южная пластина (Тейско-Енашиминская) перекрыта раннепротерозойскими образованиями. Мощность архейских пород в северных пластинах (Нойбинско-Алманаканской и Нойбинско-Чапинской) составляет, по геофизическим данным, 3 км и залегают они здесь на более плотных сланцах сухопитской серии.

Карельский структурный этаж представлен формациями высокоглиноземистых сланцев (свита хребта Карпинского), амфиболит-карбонатно-сланцевой (рязановская свита) и гранито-гнейсовой (гаревский комплекс). Метаморфические породы яруса развиты в двух тектонических пластинах: Тейско-Енашиминской и Нойбинско-Немчанской. Тейско-Енашиминская пластина имеющая в основании архейские породы, надвинута на породы тейской серии и вмещает тела гнейсо-гранитов гаревского комплекса. Нойбинско-Немчанская пластина сложена породами тейской серии и надвинута на породы сухопитской серии, наличие архейского фундамента в ее основании предполагается. Породы этажа в пластинах слагают небольшие овальные брахиформные усложненные синклинальные складки, несогласно перекрывая структуры, сформированные породами позднеархейского этажа. Простирание пород северо-западное, реже субширотное, углы падения крыльев складок изменяются от 10-15 до 80є. Крылья крупных складок осложнены мелкими (первые метры) изоклинальными лежачими, опрокинутыми и веерными складками. В зонах разрывов проявлены будинаж и меланжирование пород.

Гранитоиды яруса слагают аллохтонные и параавтохтонные массивы в центрах овоидных поднятий в пределах Тейского и Алманаканского гранито-гнейсовых куполов. Выделяется три группы гранитоидных массивов: Верхнеалманаканская, Левонойбинская и Немчанская; кроме того, в бассейне р. Уволги выделяются Богаткинский и Марсаловский массивы. Породы комплекса «приспосабливаются» к древнему структурному плану, усиливая тенденцию воздымания купольной структуры, обусловленной эффектом «всплывания» гранитоидных масивов. Последующими тектоническими движениями этот структурный план был нарушен, а массивы оторваны от центров формирования.. В зонах надвигов в породах этажа проявлены графитизация и вторичное рассланцевание.

Байкальский структурный этаж разделен на пять тектонических ярусов, отвечающих специфическим геодинамическим обстановкам: сухопитский, тунгусикский, киргитейский, чингасанский и чапский.

Сухопитский ярус сложен породами метаморфизованной аспидной надформации шельфа пассивной окраины Сибирского континента (сухопитская серия). Породы надформации залегают с угловым несогласием на образованиях карельского и позднеархейского этажей и дислоцированы с разной степенью сложности. Для них характерно проявление линейной складчатости, впоследствии нарушенной и искаженной надвиговыми движениями. Фрагмент линейной синклинальной складки, сложенной породами сухопитской серии, картируется в междуречье Тея-Прав. Нойба (Сосновская синклиналь). Ядро синклинали сложено сланцами среднеудерейской подсвиты, падение крыльев складки - 50-700. Подобный фрагмент синклинальной складки выделяется на правобережье р. Чапы (Найденная синклиналь), к западному крылу которой приурочена зона золотоносных метасоматитов проявления Высокого.

Породами яруса сложены два пакета пластин: Каламинско-Чингасанский на северо-востоке и Индольско-Уволжский на юго-западе. Индольско-Уволжский пакет пластин представляет собой сложную чешуйчато-надвиговую структуру, образованную во фронтальных частях Нойбинско-Немчанского и Нойбинско-Алманаканского надвигов. Образование пакета пластин обусловлено проявлением «бульдозерного эффекта» при надвигании жестких кристаллических архейско-раннепротерозойских пород на породы кординской свиты, сложенной как пластичными сланцами, так и относительно жесткими метапесчаниками и кварцитами. Породы сухопитской серии в пакете вторично рассланцованы (с образованием динамосланцев), а по отдельным зонам милонитизированы и образуют перспективные структурные ловушки для локализации золотоносных метасоматитов. Наиболее перспективны на золотое оруденение зоны динамосланцев в верховьях руч. Золотого, Константиновского и Колесниковского.

Каламинско-Чингасанский пакет пластин представляет собой фрагмент линейной синклинальной складки, осложенной надвиговыми зонами, по которым архейские образования надвинуты на породы яруса. Залегание пород сухопитской серии часто опрокинутое, осложненное изоклинальной складчатостью. Породы вторично рассланцованы, графитизированы, березитизированы и окварцованы. Тектониты образуют в породах серии перспективные структурные ловушки, благоприятные для образования золотоносных метасоматитов и локализации золотого оруденения (Сосновая зона березитов).

Тунгусикский ярус образован породами, сформировавшимися на активной окраине Сибирского континента в начале позднерифейского времени, в результате коллизии континента с островодужно-офиолитовым комплексом. На Нойбинской площади этот ярус представлен только гранитовой формацией тыловодужного магматического пояса (татарско-аяхтинский комплекс). Гранитоиды комплекса локализованы среди пород нижних структурных этажей и образуют часть крупного Каламинского батолита (основной магматогенной структуры на севере Панимбинского антиклинория). Положение Каламинского массива в структурах Енисейского кряжа позволяет сопоставить их с гранитами тыловодужного магматического пояса, сопровождаемого зоной тыловодужных надвигов.

Киргитейский ярус объемлет метаморфизованные породы карбонатно-терригенно-вулканогенной флишоидной формации (орловская серия) и субвулканические тела базальт-андезит-дацит-риолитовой формации (орловский комплекс), образовавшиеся на активной окраине в ходе субдукции под нее океанической коры. Породы этого яруса развиты в бассейне р. Чапы, образуя Девяткинский грабен, а также слагают Левонойбинский блок. В Девяткинском грабене породы конкинской свиты киргитейского тектонического яруса с угловым несогласием залегают на гнейсах позднеархейского (?) малогаревского метакомплекса, что позволяет предполагать наличие здесь крупного горстового поднятия, сформированного в предкиргитейское время. Для пород яруса характерно сочетание простых линейных складок и сложных изоклинальных опрокинутых и лежачих складок. Сложные складки проявлены в зонах надвиговых контактов с аллохтонными пластинами. Падение крыльев складок варьирует в широких пределах: от 20 до 70є. Для пород яруса характерно несовпадение сланцеватости и слоистости. Центральная часть блока сложена метадолеритами орловского комплекса Верхнечингасанского массива. Небольшой массив (Боровой массив) кислых субвулканических пород яруса впервые выделен на левобережье р. Уволги в низовьях руч. Борового. Породы киргитейского яруса являются автохтонными для пород нижних структурных этажей. На блоки автохтонных пород киргитейского яруса надвинуты аллохтонные пластины пород сухопитской серии и малогаревского метакомплекса. В зоне влияния (700-1000 м) Нойбинско-Чапиского и Каламинско-Чингасанского надвигов в породах киргитейского тектонического яруса проявлены процессы динамометаморфизма с образованием динамосланцев и зон вторичного рассланцевания.

Чингасанский ярус байкальского структурного этажа сложен неметаморфизованными породами позднего рифея, развитыми по периферии Нойбинской площади. Он сформировался на активной окраине в начале так называемой орогенной стадии и представлен нижней молассовой формацией (лопатинская, карьерная и чивидинская свиты), дайками щелочных трахитов-трахибазальтов захребетнинского комплекса и формацией субщелочных гранитов (гурахтинский комплекс) вулканоплутонического пояса. Породы нижней молассовой формации на Нойбинской площади слагают три структуры: Дюбкошскую грабен-синклиналь, Алманаканский грабен и Уволжский грабен.

Дюбкошская грабен-синклиналь является одной из самых крупных тектонических структур Тейского прогиба. В южном обрамлении ее, в междуречье Тея-Нойба моноклинально залегают породы лопатинской, карьерной и чивидинской свит. Углы падения пород колеблются в пределах 10-300. Моноклинальное залегание пород осложнено мелкими сундучными складками в приразломных зонах. Породами яруса сложены крылья крупной овально-линейной Ермаковской синклинали, в ядре которой залегают породы чапского тектонического яруса, падение крыльев синклинали достигает 10-300, а в прибортовых частях структуры - до 30-400. На приразломных участках породы яруса осложнены мелкими линейными и сундучными складками.

В Алманаканском грабене породы яруса слагают крылья синклинальной складки, осложненной взбросами. Углы падения пород на крыльях складки колеблются от 15 до 450. В Уволжском грабене породы яруса слагают Димганскую антиклиналь и Уволжскую синклиналь. В ядре Димганской антиклинали залегают породы лопатинской свиты, на крыльях - карьерной и чивидинской свит. Крылья складки осложнены мелкими сундучными складками, углы падения пород - 20-500. Породы чингасанского тектонического яруса залегают со структурным несогласием на подстилающих породах - на образованиях позднеархейского (?), раннепротерозойского структурных этажей, сухопитского и киргитейского ярусов байкальского этажа и перекрывают сформированные в дочингасанское время тектонические структуры (блоки, пластины, надвиги), образуя собственный структурный план. Поэтому они выделяются как породы неоавтохтона, сформировавшиеся на аллохтонных и параавтохтонных образованиях.

Дайки формации щелочных трахитов-трахибазальтов распространены на водоразделе Левой и Правой Нойбы и среднем течении р. Лев. Нойбы. и, видимо, трассируют центры палеовулканов захребетнинского времени.

Формация субщелочных гранитов представлена телами гранитоидов гурахтинского комплекса в бассейне р. Уволги за южной рамкой Нойбинской площади. Они трассируют зону скучивания по северному фасу Тейского гранито-гнейсового купола.

Чапский ярус байкальского этажа завершает орогенную стадию и активноокраинный этап развития в целом и представлен формациями верхней молассы (песчаниковой формацией (суворовская свита), доломитовой формацией (подъемская свита) и красноцветной гравелито-песчаниковой формацией (немчанская свита) краевого бассейна), а также субвулканическими телами и покровами чапинского щелочно-ультрабазитового комплекса и щелочными гранитами средневороговского комплекса. Породы яруса слагают центральные части Ермаковской синклинали и синклинальные складки в Алманаканском грабене. В центральной части структур они залегаю очень полого, почти горизонтально (5-100), а в прибортовых частях структур или в зонах разломов смяты в коробчатые складки с углами падения крыльев 40-500. Фрагменты сильно сжатыхсинклинальных складок, осложненных взбросами и надвигами, выделяются в басейнах рр. Уволги и Теи, южнее Нойбинской площади.

Щелочные граниты образуют Левонойбинский массив, прорывающий Нойбинско-Алманаканскую тектоническую пластину. По геофизическим данным тела гранитоидов этого массива имеют мощность порядка 0,6-1,0 км. Формирование массива, видимо, обусловлено увеличением коры в зоне скучивания аллохтонных пластин.

Тела щелочно-ультрабазитового чапинского комплекса группируются в два пояса северо-западного простирания - Нойбинско-Алманаканский и Чингасанский, которые трассируют зону предкембрийской активизации.

Аледонские и герцинские тектонические образования не имеют вещественного выражения на Нойбинской площади, хотя часть разрывных нарушений вполне могла образоваться именно в эти тектонические эпохи.

Мезозойский структурный этаж выражен гидрослюдистыми корами выветривания мел-палеогенового возраста. Они сохранились на отдельных участках древних поверхностей выравнивания, в зонах литологических контактов и разрывных нарушений, что свидетельствует о линейно-площадном распространении процессов корообразования.

Альпийский структурный этаж представлен четвертичными образованиями, в виде чехла повсеместно развитыми на площади, и включают континентальные образования элювиального, гравитационного и водного ряда. Образования этажа формируются в результате новейшего горообразования с неоген-четвертичного времени, и этот процесс продолжается в настоящее время.

2.3.2 Дизъюнктивные структуры

Разрывные нарушения широко развиты в пределах района и определяют его тектоническое строение. Выделяются зоны нарушений взбросо-сбросового типа и зоны надвигов. На Нойбинской площади можно выделить две системы надиговых зон, имеющие падение плоскости сместителя на запад и падающие на восток. (Беговатов, 2006). Зоны с западным падением плоскости (Каламинско-Алманаканская и Нойбинско-Чапинская) отражают направление первичного движения пакетов пластин в коллизионные этапы. Они представляют собой пакет покровов, в котором можно выделить две основные плоскости: зона надвига архейско-нижнепротерозойских пород на сухопитские и зона надвига сухопитских пород на верхнерифейские. На отдельных участках архейские породы непосредственно надвинуты на верхнерифейские. На фронте надвигов в разной степени проявлены меланжирование, вторичное рассланцевание и складчатость, графитизация и пропилитизация. В породах автохтона наложенные процессы проявлены в большей степени и на большей площади перед фронтом надвига (от сотен метров до первых километров).

В менее метаморфизованных и более пластичных породах верхнего рифея динамопреобразования проявлены слабее и быстрее затухают, а более жесткие породы сухопитского яруса изменены сильнее. Углы падения наложенной сланцеватости перед фронтом надвиговой зоны колеблются от 30 до 700 и, видимо, отражают углы наклона плоскости сместителя. Вдоль фронта надвигов развита цепочка магнитных аномалий (20-500 нТл), обусловленных наличием в динамосланцах вкрапленности пирротина и магнетита. Надвиги с восточным направлением падения плоскости сместителя выделяются в «тылу» аллохтонных пластин и чаще представлены одной зоной. Исключение составляет Индольско-Уволжская надвиговая система, образованная пакетом покровов в породах сухопитской серии. Зоны локальных надвигов трассируются интесивными проявлениями метасоматоза и образованием перспективных структурных ловушек для золотого оруденения. Появление подобных надвиговых пакетов в тылу крупных аллохтонных пластин свидетельствует о наличии более поздних, постнадвиговых процессов складкообразования, осложняющих плоскости сместителя. Строение надвигов в других пакетах и пластинах аналогично или значительно проще.

Время заложения крупных надвиговых зон определяется по ряду косвенных признаков: 1) динамосланцы образовались по метаморфизованным породам, до формирования пород молассовой формации, имеющей возраст порядка 700 Ма; 2) к югу от Нойбинской площади установлено (Стороженко, 2003), что в процесс надвигообразования вовлечены гранитоиды глушихинского комплекса (радиологический возраст 750 Ма); 3) аллохтонные пластины прорваны субщелочными гранитами средневорогвского комплекса (620 Ма), гранитоидами гурахтинского комплекса (возраст 670-711 Ма) и дайками захребетнинского комплекса с возрастом 690-700 Ма (хотя в бассейне р. Уволги катаклаз и рассланцевание проявлены и в субщелочных гранитах гурахтинского комплекса). Это позволяет выделить узкий временной интервал формирования пояса надвигов - 710-730 Ма. Подновление процессов надвигообразования происходило, видимо, в предкембрийское время и в меловое время. На юго-западе Енисейского кряжа доказан факт надвигания гнейсов на породы юры, а на востоке сухопитские породы надвинуты на кембрийские доломиты.

В процессе перемещения покровов происходило их смятие, а затем усложнение поздней складчатостью и разрывами взбросо-сбросовой кинематики.

Взбросы и сбросы выделяются как зоны мощностью от сантиметров до десятков метров перетертых в тектоническую глинку пород. Фрагмент Панимбинского антиклинория на Нойбинской площади ограничен Тейско-Чингасанским (с севера) и Димгано-Уволжским (с юга) взбросами. Они ветвятся, линзуются или образуют серию параллельных тонких блоков дробленных и ненарушенных пород. Вдоль разломных зон развиты брекчии, милониты, катаклазиты, участки мелкой приразломной складчатости, а в гранитах - гнейсоватости. Некоторые зоны залечены кварцевыми, кварц-турмалиновыми, флюоритовыми жилами и дайками захребетнинского комплекса, иногда раздробленными и будинированными при последующих подвижках. Тейско-Чингасанский взброс может рассматриваться как фрагмент зоны Ишимбинского глубинного разлома, а Димгано-Уволжский - как фрагмент Татарского глубинного разлома (Качевский, 1998). Большая часть других разрывов, видимо, может быть отнесена к субвертикальным взбросам с амплитудой перемещения блоков первые сотни метров. Преобладают зоны СЗ простирания, менее проявлены системы ортогональных разломов СВ простирания. Большинство взбросов дешифрируется с большой долей уверенности. Енисейский кряж как горная страна сформировался в результате подъема тектонических блоков по древним разломам СЗ простирания, подновленным в мел-четвертичное время.

3. СТРУКТУРНЫЙ КОНТРОЛЬ ЛОКАЛИЗАЦИИ ЗОЛОТА В ПРЕДЕЛАХ НОЙБИНСКОЙ ПЛОЩАДИ.