Геология рудных месторождений, 2022, T. 64, № 4, стр. 321-338

ВВЕДЕНИЕ

На территории Верхояно-Колымского складчатого пояса, в состав которого входит Центрально-Колымский регион, прогнозно-металлогенические исследования на золото проводились по стандартным методикам (Нарсеев и др., 1986; Принципы…, 2010), с приоритетом точечных источников рудного вещества, самостоятельных для отдельного месторождения или группы сближенных объектов, объединяемых в рудно-россыпные узлы (фиг. 1).

Фиг. 1.

Схема геологического строения Центрально-Колымского региона (по материалам Госгеокарт масштаба 1 : 200 000 и использованием данных С.Ф. Стружкова и др., 2006ф.). 1 – четвертичные аллювиальные отложения; 2 – верхняя юра–мел (молассовая формация); 3 – юра (алевро-песчаная флишоидная турбидитная формация); 4 – триас (песчано-глинистая формация глубокого шельфа); 5 – пермь (углеродистая алевро-глинистая турбидитная формация); 6–9 – магматические формации (по Палымский и др., 2015): 6 – колымская серия позднеюрских гранитоидов; 7 – тенькинская серия позднеюрско-раннемеловая гранодиорит-гранитная; 8 – охотская серия позднемеловая гранитоидов; 9 – субвулканические образования; 10 – глубинные сдвиго-взбросовые нарушения; 11 – рудно-россыпные узлы (по Стружкову и др., 2009; с дополнениями).

Рудогенерирующими для них признавались невскрытые плутоны, и выделялись рудно-магматические системы, имеющие глубинные мантийные корни, на которые указывало присутствие интрузивных пород гранитоидного ряда (Гельман, 2000; Горячев, 1998, 2003; Соболев, 1989; Фирсов, 1985; Трунилина и др., 2008; Шкодзинский, 2001; Fridovsky, 2018). Также учитывалось положение золотых проявлений в зоне влияния ближайшего глубинного разлома, кольцевой структуры и принималось близвертикальное перемещение мантийных рудоносных флюидов по нарушенным зонам (Русинов, 2005).

Несмотря на несомненные значительные успехи применяемых методических подходов, выделяемые рудно-россыпные узлы (РРУ), с одной стороны, локализовали участки для концентрации поисково-разведочных работ, а с другой – фактически исключали из геологоразведочного процесса остальные обширные территории. Для исправления такого положения и выделения других перспективных площадей необходимы новые, “нетрадиционные” прогнозно-металлогенические построения, что возможно при использовании геодинамических моделей.

Разработанные геодинамические модели образования складчато-надвиговых поясов, основывающиеся, в том числе, и на палинспастических реконструкциях (Тектоника…, 2001; Хаин, Ломизе, 2005 и др.), приводят нас к заключению о ведущей роли близгоризонтальных перемещений по детачменту в основании складчатого сооружения, как “постели”, по которой происходили срывы тектонических покровов на ранней стадии, а на коллизионной стадии – непосредственной связи с детачментом главных взбросо-сдвиговых структур, имеющих листрический характер.

В статье сделана попытка включить в генетическую модель орогенных месторождений золота в качестве основной флюидоконцентрирующей поверхности – детачмент, по которому происходило перемещение надвиговых покровов в пределы континентальной окраины. По этой поверхности, вдоль ее осложнений, происходило перемещение рудоносных гидротерм. Обосновывается возможность прорыва высокотемпературных рудоносных гидротерм из нижележащих участков зоны поддвига и затем их миграции в термоградиентном поле зоны детачмента в виде отдельных струй – палеофлюидопотоков и рудоотложение в системах широко развитых коллизионных тектонических нарушений.

ГЕОЛОГИЧЕСКОЕ СТРОЕНИЕ ТЕРРИТОРИИ

Верхояно-Колымский складчатый пояс сложен морскими терригенными отложениями прибрежных и более удаленных фаций, с возрастом от пермского до юрского, метаморфизованных в начальных ступенях зеленосланцевой фации. Большинство выделенных стратиграфических подразделений относится к черносланцевым турбидитам или имеет тонкозернистый флишевый характер и изредка включает грубообломочные и олистостромовые горизонты. В позднеюрское-раннемеловое время произошли основные тектонические события, приведшие к образованию складчатого пояса. А.В. Прокопьев и А.В. Тронин (2004) выделяют несколько этапов деформаций раннемелового времени, включающих образование надвигов и последующей складчатости. В это время была заложена серия продольных северо-запад–юго-восточных и близмеридиональных тектонических нарушений – поверхностных отражений глубинных коллизионно-транспрессионных сдвиговых зон: Дарпирский, Дебинский, Чай-Юрьинский, Тенькинский разломы (Шахтыров, 2009, 2010). Отмечается приуроченность зон рассеянной сульфидизации к зонам этих крупных разломов (Волков и др., 2008; Сидоров и др., 2009; Горячев и др., 2020), что свидетельствует о высокой гидротермальной активности вдоль них. При различных углах падения к северо-востоку иногда они интерпретируются как надвиги. Кроме того, дешифрируются более молодые поперечные северо-восточные нарушения сбросо-взбросового характера (Миловский и др., 2018).

В это же время образован Главный Колымский батолитовый пояс, в пределах которого Н.А. Горячев и Н.В. Бердников (2006) выделили три группы гранитоидов: орогенные граниты S-типа ильменитовой серии (преобладающие), орогенные граниты I-типа ильменитовой (I_ilm) и магнетитовой (I_m) серий и посторогенные граниты А-типа магнетитовой серии. Согласно последним представлениям (Горячев, Палымский, 2012; Палымский и др., 2015), в пределах территории развиты колымская серия позднеюрских гранитоидов и тенькинская позднеюрско-раннемеловая, образующая гранодиорит-гранитные массивы юго-западнее Главного пояса. Установлен близкий диапазон возраста интрузивов; пик средневзвешенных значений ²³⁸U/²⁰⁶Pb возрастов, определенных SHRIMP методом, для большинства интрузивов составил около 150 ± 3 млн лет, единичные определения более надежным методом TIMS дают такие же значения (Акинин и др., 2009). Формирование даек нера-бохапчинской серии относится к верхней юре, т.е. ко времени до коллизии и синхронному с ней: от оксфорда, не менее 162 млн лет, по данным Rb–Sr геохронологии (Zaitcev et al., 2019) и до самого позднего титона, что подтверждается U–Pb данными SHRIMP-II для цирконов из кислых пород – 151–145 млн лет (Fridovsky et al., 2020).

Геологический смысл эти датировки преобразования изотопных систем гранитоидов получают при анализе других событий, происходивших рядом с ареалом распространения Главного батолитового пояса. Формирование известково-щелочных вулканических пород в Уяндино-Ясачненском поясе, примыкающем к батолитовому поясу с северо-востока, происходило в средней–поздней юре (Паракецов, Паракецова, 1989; Fridovsky et al., 2020). Этот пояс возник в результате взаимодействия Сибирского кратона с Колымо-Омолонским массивом. Мнения о полярности палеосейсмофокальной зоны, контролировавшей вулканизм, расходятся (Котляр и др., 2016; Fridovsky et al., 2020). Так, Л.М. Парфенов (1984), относит образования Иньяли-Дебинского синклинория к отложениям преддугового турбидитового прогиба, субдуцировавшего к востоку, а с этапом коллизии кратона с Колымо-Омолонским супертеррейном предположительно связано формирование надсубдукционного Уяндино-Ясачненского вулканического пояса и пояса гранитных батолитов (Парфенов и др., 1993, 2003). В.Ю. Фридовский с соавторами (Fridovsky et al., 2020), вслед за (Гедько, 1998; Ставский и др., 1994) обосновывает субдукцию под Сибирский кратон, и в этом случае Уяндино-Ясачненская дуга располагается на окраине континента, а следы небольшого Оймяконского океана располагаются к северо-востоку от нее. При такой интерпретации Верхояно-Колымский пояс занимает задуговую позицию.

Более поздняя Охотская плутоническая серия включает интрузивные комплексы, размещающиеся во внешней зоне Охотско-Чукотского вулканического пояса и его перивулканической части, здесь U–Pb SHRIMP методом для гранитоидов массива Улахан установлен возраст 98 ± 1 млн лет (Акинин и др., 2011). Эти гранитоиды метаморфизуют золото-кварцевые жилы на месторождениях Игуменовское и Родионовское (Фирсов, 1956, 1958; Скорняков, 1949) и являются уже пострудными для орогенной золото-сульфидно-кварцевой минерализации.

ВОЗРАСТ ЗОЛОТОЙ МИНЕРАЛИЗАЦИИ

Данные о времени образования золотой минерализации Центрально-Колымского региона неоднозначны. Так, результаты ⁴⁰Ar/³⁹Ar датирования по 17 объектам региона (Ворошин, Ньюберри, 2001; Voroshin et al., 2004; Goldfarb et al., 2014) укладываются в интервал 125–139 млн лет, с которым не связано никаких крупных эндогенных термальных событий в регионе, как то – внедрения интрузий или регионального метаморфизма. По этим данным датировки оруденения моложе на 10–25 млн лет времени становления гранитоидов. Отметим, что на территории Центрально-Колымского региона традиционно выделяются жильные и прожилково-вкрапленные золотые проявления в терригенных толщах и дайках (т.н. среднеканский тип) (фиг. 2д–е).

Фиг. 2.

Различные типы руд месторождений Центрально-Колымского региона: а–б – Родионовское, системы полого- и крутопадающих кварцевых жил и прожилков; в–г – Дегдекан, прожилково-вкрапленный пирит и кварцево-прожилковые зоны в углеродистых милонитах; д–е – Среднеканское, измененная дайка диоритовых порфиритов с вкрапленностью пирита и арсенопирита, окаймленная кварцевыми прожилками. а – пологая жила кварца в надвиговой зоне, с многочисленными ксенолитами вмещающих пород; б – характер секущих кварцевых жил выше пологой надвиговой зоны; в – вкрапленность и прожилки пирита; г – внутреннее строение зоны прожилкового окварцевания в углеродистых милонитах; д – апофиза измененной дайки с кварцевым прожилком; е – сетчатое окварцевание в зальбандах дайки.

И.Н. Котляр с соавторами (2016) по данным изотопных геохронометров магматических пород сделал вывод, что синхронность (1) наиболее молодых ²⁰⁶Pb/²³⁸U датировок, (2) минимумов на K–Ar гистограммах, (3) моментов повторного включения Rb–Sr и Ar–Ar часов позволяет утверждать, что все они фиксируют единое термальное событие, имевшее место 150–140 млн лет назад и отвечающее, вероятнее всего, процессу формирования золото-кварцевых руд в Яно-Колымском золотоносном поясе (Русакова, Котляр, 2003). Также отмечается, что остаeтся непонятным временной разрыв между гранитоидами и рудами длительностью, как минимум, в 15 млн лет (Котляр и др., 2010).

Таким образом, несмотря на некоторые разночтения в датировках как гранитоидного магматизма, так и золоторудной минерализации, устанавливается запаздывание рудообразования от становления интрузивных массивов на 10–25 млн лет. Но, согласно распространенной модели постмагматического рудообразования, в которой рудоносные флюиды отделяются от остывающего интрузива и мигрируют вверх до уровня рудоотложения, такой значительный промежуток времени маловероятен. Что же происходило в этот временной промежуток? Возможно, он может указывать на длительность перемещения мобилизованного флюида по ослабленным зонам.

Рассмотрим процессы, происходившие в этот период и ответственные за проявление этапов преобразований, магматизма и рудообразования. Золото-сульфидно-кварцевая минерализация Верхояно-Колымского складчатого пояса сформирована в конце поздней юры–начале раннего мела и близка по времени с коллизией Колымо-Омолонского супертеррейна с Сибирским кратоном (Парфенов и др., 1993; Тектоника…, 2001; Nokleberg et al., 1998; Fridovsky et al., 2020). Эта коллизия сопровождалась структурно-метаморфической перестройкой пород, входящих в Верхояно-Колымский складчатый пояс. Мобилизация флюидов и металлов проходила по мере прогрессивного преобразования толщ (Тюкова, Ворошин, 2007), начиная с процессов литогенеза и заканчивая региональным метаморфизмом, пик которого совпадает с выплавлением коллизионных гранитов.

Н.А. Горячев, Н.В. Бердников (2006), отмечают, что выплавление коллизионных гранитоидов I-типа и S-типа ильменитовой серии является хронологически и тектонически единым процессом, но происходит на разных уровнях – нижней (I-тип) и верхней (S-тип) коры и, таким образом, все преобразования, от метаморфизма и сопровождающей его флюидогенерации до плавления, затрагивают разные уровни погружающейся коры. При описании последовательности происходящих событий отмечается (Горячев и др., 2020), что в каждом этапе фиксируются близкие по времени два процесса (магматический и гидротермальный): (1) внедрение даек нера-бохапчинской серии и опережающая волна гидротерм, продукты которой выражены на месторождениях пиритовой вкрапленностью (безрудная и рудная) вдоль основных рудоконтролирующих нарушений (фиг. 2в, д) и (2) образование крупных гранитоидных массивов и отложение золото-кварцевого оруденения в тех же самых нарушениях (фиг. 3). Такая “связка” приводит к выводу о постмагматическом характере рудоносных гидротерм. Но, по нашему мнению, более отвечает наблюдаемым фактам и общей последовательности развития складчатой области учет дискретности процесса метаморфических преобразований во время погружения на значительные глубины и инициированной им флюидогенерации.

Фиг. 3.

Месторождение Павлик. а – общий вид пологой зоны взбросо-сдвига в карьере; б – форма углеродистых “окатышей” в зоне взбросо-сдвига; в–г – разрезы по разведочной линии 14: в – зоны надвигов и объемной трещиноватости, г – интенсивность прожилково-метасоматических изменений. 1 – буровые скважины; 2 – зоны взбросо-сдвигов; 3 – зоны объемной трещиноватости и дробления; 4 – прожилково-метасоматический ореол (Au = 0.01–0.79 г/т); 5 – интенсивные изменения – рудные зоны (Au = 0.8 г/т и более).

Также это время характеризуется развитием складчато-блоковой структуры территории, со значительными перемещениями по продольным глубинным сдвиго-взбросовым нарушениям (фиг. 1, 3). Например, для этих нарушений В.Г. Шахтыров (2009) выделяет: 1 – кинематически правосторонний соскладчатый этап флюидно-деформационной переработки терригенных углеродсодержащих толщ верхоянского комплекса (J₃), сопровождаемый слабопроявленным магматизмом в форме даек или мелких штоков, прогрессивной стадией регионального метаморфизма и золото-сульфидным оруденением с тонким “невидимым” золотом; 2 – кинематически левосторонний этап формирования метаморфогенно-гидротермального золото-кварцевого оруденения с крупным переотложенным золотом и сульфидами (К₁). Этот этап сопровождался более интенсивным магматизмом в форме даек, штоков, массивов средних размеров и регрессивной стадией регионального метаморфизма. Золотоносность развивается по постмагматически гидротермальной модели с формированием золото-редкометалльной минерализации, обогащенной висмутом, теллуром, молибденом, оловом, вольфрамом; 3 – последующие деформационные этапы ответственны уже за формирование постмагматических золото-сурьмяных проявлений и т.д.

ДЕТАЧМЕНТ

В связи с отсутствием в составе Верхояно-Колымского складчатого пояса типичных офиолитов – реликтов океанической коры, наличие которых позволило бы предположить субдукционный механизм закрытия палеобассейна при образовании пояса, как альтернатива был предложен коллизионный вариант (Горячев, Бердников, 2006), либо рассматриваются небольшие размеры закрывшегося бассейна и задуговая позиция региона (Fridovsky et al., 2020). Отметим, что при любом сценарии необходимо учитывать значительное сокращение первичных поперечных размеров палеобассейна осадконакопления. Так, А.В. Прокопьев и А.В. Тронин (2004) сделали вывод, что общая величина сокращения территории Кулар-Нерского пояса и Иньяли-Дебинского синклинория за счет складчатости и надвигов составляет 35–65%. Но такое сокращение невозможно без латерального перемещения крупных блоков осадочного разреза. Основная глубинная структура, по которой осуществляется связь фиксируемых на поверхности структурных элементов с глубинными уровнями и перемещение этих блоков, – детачмент (Хаин, Ломизе, 2005).

Детачмент – непременный элемент складчатых областей (Прокопьев и др., 2004). Например, для Урала В.Н. Пучков (2000, стр. 18) отмечает, что на глубинах 5–10 км, “главным, хотя и скрытым структурным элементом форланда является главная поверхность срыва (детачмент) с отходящими от него вверх листрическими надвигами и складками, порожденными движениями по этим надвигам”.

В.И. Шпикерман (1998) на разрезах вдоль Дебинско-Тасканского фрагмента профиля МОВ, составленных с использованием данных наземной магнито- и гравиразведки, сейсморазведки МОВ, выделяет в пределах Яно-Колымского террейна нижний, средний и верхний (терригенные породы триаса–юры) сейсмические горизонты и ниже, на глубине 7–8 км, гранитизированный фундамент Сибирского кратона. А.В. Прокопьев и А.В. Дейкуненко (2001) на разрезе через Бараинский антиклинорий Верхоянского складчатого пояса проводят тектоническую границу между палеозоем и кристаллическим фундаментом, расположенную на глубинах 12–13 км, к которой примыкают листрические взбросы. Граница между верхней и нижней корой проводится ими на глубинах 20 км, а общая мощность коры оценивается в 30–33 км.

Существование детачмента в регионе подтверждает также фрагмент сейсмического разреза опорного геофизического профиля 3-ДВ, который дал возможность разделить земную кору на основные слои и протрассировать разломы (Гашко, Гайдай, 2016; Гайдай и др., 2020). Верхний наиболее энергетически насыщенный слой земной коры располагается в модели от дневной поверхности до глубины около 15 км. Подошва верхнего слоя коры прослежена по отражающему горизонту (детачменту). Верхний слой коры наиболее тектонизирован, включает в себя многочисленные надвиги и взбросы мезозойско-кайнозойского возраста. По данным Е.Ю. Гашко и Н.А. Гайдая (2016), Тенькинская и Хейджано-Мылтинская разломные зоны сопровождаются подъемом и скучиванием нижнего слоя коры, что свидетельствует об их надвиговой, коллизионной природе. Сочленение же Дебинской северо-западной и Правооротуканской северо-восточной систем разломов сопровождается, напротив, погружением нижнего слоя коры до отметки в 50 км. Погружение отдельных пластин нижнего слоя коры в центральной части этой разломной зоны заканчивается “растворением” слоя Мохо. Это позволяет предположить существование в нижнем слое коры под Балыгычанским поднятием зоны субдукции Охотоморской плиты под юго-восточную окраину Северо-Азиатского кратона (Геодинамика …, 2006).

Можно констатировать, что в Верхояно-Колымском складчатом поясе и в Центрально Колымском регионе в частности, на глубинах 7–15 км располагается пологая тектоническая поверхность регионального срыва – детачмент. Согласно построениям В.Ю. Фридовского (Fridovsky, 2018), этот детачмент, по которому происходило латеральное перемещение крупных блоков осадочного разреза, развивался на границе мезозойских терригенных и палеозойских карбонатных отложений, а листрические взбросо-сдвиги пересекают эту тектоническую структуру, достигая архей–протерозойского фундамента. По-видимому, вытянутая уплощенная форма крупных гранитоидных массивов S- и I-типов (фиг. 1) определяется размещением их нижних частей вблизи этой пологой тектонической поверхности.

ОБСУЖДЕНИЕ РЕЗУЛЬТАТОВ

При крупномасштабных прогнозно-поисковых работах необходимо выявление и прослеживание признаков флюидного режима прошлого, картирование зон аккумуляции и путей движения рудоносных растворов, с учетом размещения зон локальной проницаемости литосферы (Абрамович, Клушин, 1987). В отличие от ранее разрабатываемых вариантов, когда вне зависимости от генетических представлений, фактически для каждого месторождения, рудного поля или рудного узла обосновывалось существование самостоятельного источника гидротерм, ниже предлагается рассмотреть возможность функционирования площадной поверхности, вдоль которой происходила миграция выделившихся гидротерм.

Н.А. Горячев с соавторами (2020) отмечают, что “во многих исследованиях крупных орогенных поясов уже давно ставится вопрос о существовании таких региональных флюидных потоков, структурированных крупными разломами и обеспечивающих проявления зонального метаморфизма и минерализации”. В Верхояно-Колымском складчатом поясе мы имеем: (1) зону поддвига, поверхностным выражением которой является Уяндино-Ясачненская дуга и насыщенная магматическими проявлениями полоса вдоль разлома Дарпир, (2) на глубинных уровнях зоны поддвига происходят процессы дегидратации и плавления, (3) по-видимому, связанные с этой зоной, но значительно удаленные от нее рудные районы с крупными среднетемпературными месторождениями. Возникает вопрос о связи всех этих элементов, где же могут существовать эти региональные флюидные потоки, что это за ослабленные зоны, по которым перемещались рудоносные флюиды, их физическое выражение и признаки? Попытаемся ответить на эти вопросы.

В складчатых поясах обычно некоторое количество рудных проявлений группируется в рудные узлы, которые располагаются вдоль региональных глубинных разломов с определенным шагом (Шахтыров, 2010), т.е. одни и те же структуры на своем протяжении являются и безрудными, и рудоносными, хотя и те и другие с мощной гидротермальной проработкой, что мы показали на примере Северного и Приполярного Урала (Савчук, Волков, 2020). О роли региональных сдвигов в гидротермальной активности и возможности формирования “компактных флюидно-магматических колонн”, которые связаны с образованием в нижней коре щелочных и габбро-диоритовых, а в верхней коре гранитных магм, писал В.Л. Русинов (2005). Но, как уже отмечалось, в нашем случае оруденение гораздо моложе времени становления интрузивов и поэтому выделяемые при геологическом картировании региональные сдвиговые зоны (Шахтыров, 1997, 2009) и их осложнения могут служить лишь рудоподводящими и рудовмещающими структурами (Савчук и др., 2018), а золотоносность их конкретной секции зависит еще от каких-то других факторов.

В.Е. Хаин, М.Г. Ломизе (2005) отмечают значительную флюидизацию детачмента и присутствие в его зоне поровых флюидов со сверхвысокими давлениями, обусловленных многоступенчатым процессом дегидратации. Учитывая громадные объемы пород, вовлеченных в эти процессы, можно предположить, что детачмент – основной канал сбора и перемещения флюидов в коллизионном складчатом сооружении. Отметим важную особенность детачмента. Он, при общем пологом залегании, имеет наклон в направлении, противоположном надвиганию, т.е погружается от форланда к хинтерланду. В этом же направлении, вдоль этой региональной тектонической зоны, должны меняться температура и, в меньшей степени, давление. Здесь важное значение имеет эффект гидроразрыва в результате достижения аномально высоких пластовых давлений: высокое давление уменьшает пористость, снижая проницаемость пород, в то время как кливаж и разрывы создают пути подтока больших масс высокотемпературных гидротерм из нижележащих участков зоны поддвига (Савчук, Мухин, 1993). Такие свойства детачмента (флюидизация) значительно облегчают перемещение тектонических покровов по его поверхности.

Также, необходимо учесть присутствие поперечных нарушений фундамента (северо-восточных и близширотных в нашем случае), которые вносили “возмущения” в рельеф пологого детачмента. Так, отмечается, что важное значение в размещении рудных полей и разновозрастных магматических проявлений на расположенной севернее рассматриваемой территории и геологически близкой по строению центральной части Верхне-Индигирского района, имеют зоны поперечных разрывных нарушений северо-восточного простирания (Фридовский и др., 2017). Такие же северо-восточные разломы выделяются и в Центрально-Колымском регионе (Миловский и др., 2018). Возможно, именно эти пересечения детачмента поперечными разломами ответственны за локальные увеличения его мощности и степени нарушенности, чем влияли на общую проницаемость пологой тектонической поверхности. Таким образом, предлагается принять, что перемещение выделившихся рудоносных гидротерм происходило вдоль тектонического срыва в основании складчатого пояса – детачмента, но не сплошным потоком, а в виде отдельных струй высокотемпературных палеофлюидопотоков, приуроченных к местам пересечения. Такое перемещение флюидов происходило до достижения поперечной структуры одного из региональных глубинных сдвигов, где часть гидротерм поднималась вверх по листрическому тектоническому нарушению, и уже в его оперениях и осложнениях происходило рудоотложение. Это объясняет факты постоянного превышения температур рудоотложения золотой минерализации над параметрами регионального динамотермального метаморфизма, обычно не превышающего зеленосланцевой фации. Механизмом гидроразрыва объясняется образование различных рудоносных брекчий на кварцево-жильных месторождениях (Kempe et al., 2016).

Таким образом, направление миграции золотоносных флюидов могло определяться градиентом температуры и давления вдоль детачмента, т.е. из более высокотемпературных областей по восстанию полого-наклонной зоны детачмента и затем вверх по нарушенным зонам в пределы региональных сдвигов. Этим достаточно сложным и длительным путем может объясняться разрыв во времени между гранитоидным магматизмом, когда предполагается мобилизация рудного вещества выделившимися гидротермами при нарастании метаморфизма и плавлении, и собственно рудоотложением, при резком снижении давления флюида на верхних уровнях.

Необходимо отметить еще одну важную особенность происходящих процессов – по зоне детачмента, а также по поперечным разломам фундамента может происходить поступление какого-то количества мантийных флюидов и смешение их с выделившимися при динамотермальном метаморфизме гидротермами. Активная роль корово-мантийного взаимодействия при формировании орогенных месторождений золота находит отражение в минеральном составе руд и их геохимическом спектре, что отмечалось Н.А. Горячевым (2014). Именно этим можно объяснить появление гибридных ассоциаций, например, минерализации Sb и Hg на некоторых золоторудных объектах (Бортников и др., 2010).

ВЫДЕЛЕНИЕ ТРАСС ПАЛЕОФЛЮИДОПОТОКОВ

Обоснование рудоподводящей роли детачмента и поперечных разломов фундамента имеет большое значение, т.к. появляется возможность выделять трассы палеофлюидопотоков, рудный потенциал которых мог реализоваться в пределах зоны влияния продольных региональных сдвиговых нарушений при достижении благоприятных термодинамических условий. В таком случае, трасса палеофлюидопотока – проекция на горизонтальную плоскость наиболее вероятного пути перемещения струй выделившихся флюидов от зоны их генерации до зоны рудоотложения и проводится через наиболее крупные скопления руды. Рассмотрим вариант выделения трасс палеофлюидопотоков вдоль пологого детачмента, на примере Центрально-Колымского сегмента Верхояно-Колымской складчатой области.

На дневной поверхности эти трассы выражаются полосами повышенной рудоносности, включающими практически все разномасштабные проявления оруденения. Выделение этих полос проводится по ряду признаков: рудно-геологических, минералогических, геохимических, геофизических и т.д., в масштабе 1 : 500 000–1 : 200 000 (табл. 1).

На описываемой площади учтено 270 проявлений золота различного масштаба (Стружков и др., 2006ф.), от уникальных и крупных месторождений, до проявлений одиночных золотоносных жил. Рудная минерализация в них образует либо самостоятельные тела в терригенной толще, либо проявлена в виде измененных и затронутых прожилкованием даек. При решении задачи трассирования палеофлюидопотоков могут помочь ориентировки проявлений рудной минерализации – тел, жил, залежей, которые часто бывают унаследованы от направлений рудоподводящих глубинных структур, либо указывают на их оперяющие элементы. Северо-западная ориентировка характерна для 120 проявлений (т.е. 44.4%), в т.ч. 69 замеров вынесены на диаграмму (фиг. 4а). Северо-восточную ориентировку рудных тел имеют 40 объектов (т.е. 14.8%), в т.ч. 14 вынесены на диаграмму (фиг. 4б). Также отметим, что, несмотря на связь рудных проявлений с главными разломами, контуры рудно-россыпных узлов часто им не конформны, и иногда вытянуты поперек их простирания (фиг. 1). Вероятно, преобладающая северо-западная ориентировка минерализации унаследована от коллизионно-транспрессионных сдвиго-взбросов, пересекающих всю площадь – Тенькинского, Чай-Юрьинского, Дебинского и Дарпирского разломов.

Фиг. 4.

Ориентировки рудных тел, жил и залежей: сводная (а) и северо-восточных (б).

Северо-восточные ориентировки, как предполагается В.Ю. Фридовским и др. (2017) для Адыча-Тарынской минерагенической зоны, могут отражать направления поперечных разломов в глубоко погруженном фундаменте. Также в регионе на золоторудных проявлениях известна минерализация сурьмы и ртути, что свидетельствует о глубинности их источников. Как выше отмечено, эти разломы могли обеспечивать неоднородности в строении поверхности детачмента, более благоприятные для перемещения палеофлюидопотоков.

По набору критериев на схеме рудоносности (фиг. 5) с вынесенными золотыми проявлениями разного масштаба ограничиваются площади, вытянутые поперек генерализованного простирания региональных сдвигов коллизионного этапа, т.е. в соответствии с предполагаемым направлением миграции гидротерм. Здесь уже учитываются северо-восточные ориентировки части золотых проявлений. Эти площади первоначально выделяются в участках локально сконцентрированных месторождений, рудопроявлений, рудных точек (рудно-геологические критерии). Далее границы таких площадей интерполируются и трассируются на менее рудоносные территории. Значительную помощь при этом могут оказать откартированные зоны измененных пород, метасоматитов, кварцевых жил (минералогические критерии), а также геохимические ореолы рассеяния Au и элементов-спутников (геохимические критерии).

Фиг. 5.

Полосы рудоносности и трассы палеофлюидопотоков вдоль детачмента. 1 – рудно-россыпные узлы; 2–3 – золото-сульфидно-кварцевые проявления: 2 – жильные месторождения и крупные рудопроявления (а), мелкие рудопроявления (б); 3 – жилы и прожилки в дайках – месторождения и крупные рудопроявления (а), мелкие рудопроявления (б); 4 – полосы рудоносности; 5 – трассы палеофлюидопотоков и их номера.

Примечательным является выделение В.Г. Шахтыровым (2009) на схеме металлогенического районирования золотоносности Верхояно-Колымского района продольных рудоконтролирующих зон кинематически левосторонних (постскладчатых) и поперечных рудоконтролирующих зон кинематически правосторонних (соскладчатых). Эти поперечные зоны имеют северо-восточные и близширотные ориентировки, и их положение очень близко к выделенным нами трассам палеофлюидопотоков, хотя и не всегда включают в себя золотые проявления.

Таким образом, выделено 5 полос различной ширины (от 8 до 35 км), пересекающих Центрально-Колымский регион в северо-восточном направлении и включающих в себя подавляющее большинство золоторудных объектов (фиг. 5). Они располагаются с определенным “шагом”, что наводит на мысль о ритмичности проявления ослабленных и достаточно проницаемых для гидротерм участков северо-восточной ориентировки вдоль зоны детачмента. Косвенным подтверждением унаследования этих ослабленных зон от более ранних разломов фундамента, является присутствие в их пределах минерализации сурьмы и ртути.

Северная полоса самая широкая (табл. 2) и включает две сближенные трассы с Арга-Юряхским, Чай-Юрьинским, Светлинско-Челбаньинским и Мальдяк-Берелехским РРУ, суммарным потенциалом (сумма добытого россыпного и коренного золота) по данным С.Ф. Стружкова с соавторами (2009) около 994 т. Следующая полоса включает месторождения Дегдекан, Снежное, Сусуманский и Бурхалинский РРУ, месторождение Штурмовское, с суммарным потенциалом порядка 152 т. Затем полоса, включающая Омчакский, Джелгалино-Тыэллахский и Ат-Юряхский РРУ с потенциалом 754 т, без учета месторождений Наталка и Павлик, с разведанными запасами более 1680 т (суммарно) (Госдоклад…, 2019). Полоса, включающая Пионерский, Школьный, Ветренский, Сибик-Тыэллахский, Право-Дебинский и Утинский РРУ, оценивается в 250 т. И самая юго-восточная полоса включает Детринско-Омчугский РРУ с потенциалом 22 т. Разброс значений потенциала полос рудоносности составляет от 22 т до 772 т. Ясно, что с учетом ресурсов, которые предложены для некоторых рудопроявлений, эти цифры могут быть значительно больше и достигать 2400–2500 т золота.

При анализе изменения рудного потенциала вдоль выделенных полос отмечается порой аномальная рудоносность (до ураганных содержаний) в “корневых” РРУ (например Мальдяк-Берелехском и т.д.), но небольшие масштабы проявлений. Наоборот, наиболее удаленные РРУ (Омчакский) часто имеют наибольший масштаб золотой минерализации, но сравнительно низкие содержания. В связи с этим можно предположить, что продуктивность отдельных сегментов полос рудоносности может определяться, с одной стороны, степенью нарушенности (развитие оперяющих нарушений) зон влияния верхней части основных коллизионных сдвиговых зон, а с другой – изменением концентрации рудных компонентов в гидротермах. Исходя из этих посылов, становятся понятными большая ширина полос рудоносности, с развитием многочисленных небольших проявлений в их “корневой” части (наиболее тектонизированная часть складчатого пояса) и сравнительно небольшое число компактно расположенных достаточно крупных месторождений в наиболее удаленной и узкой части.

Несмотря на явную приуроченность значительной части РРУ к главным коллизионным взбросо-сдвигам (фиг. 5), наиболее крупные месторождения золота располагаются на удалении от них и либо в лежачем, либо в висячем боках этих нарушений. Эти рудоносные структурные позиции изучены на примере месторождения Павлик (Савчук и др., 2018). Рудные зоны, приуроченные к лежачему боку Тенькинского глубинного разлома (Омчакский сдвиго-взброс), локализуются в оперяющей его Павликовской взбросо-надвиговой зоне (фиг. 6а) и представляют собой сочетание жил, прожилков, зон метасоматического и брекчиевидного окварцевания, связанных разнообразными взаимопереходами.

Фиг. 6.

Структурно-кинематическая модель и разрез месторождения Павлик (а) и схема положения и ориентировки палеофлюидопотоков (проекция на горизонтальную плоскость) по данным опробования разведочных скважин (б). 1 – литологические и стратиграфические границы на разрезе; 2 – правосдвиговые перемещения по Омчакской сдвиго-взбросовой зоне (дорудный этап); 3 – Павликовская взбросо-надвиговая зона прослеженная (а) и предполагаемая (б); 4 – правосдвиговые перемещения по Павликовскому сдвигу; 5 – разломы на разрезе; 6 – направление миграции рудоносных гидротерм и ореол их влияния – площадь, перспективная на “слепое” и глубокозалегающее оруденение; 7 – рудные тела на разрезе; 8 – метасоматиты карбонат-кварцевые штокверкового типа на разрезе; 9 – рудные залежи и их номера; 10 – направление перемещения блока, ограниченного Павликовской взбросо-надвиговой зоной в левосдвиговый этап рудоотложения; 11 – скважины разведочной линии 14 на разрезе; 12 – контур схемы (б); 13–21 – на схеме: 13 – скважины пробуренные по разведочным линиям (номера вверху): с рудными интервалами (а) и безрудные (б), 14 – граница распространения рудной минерализации в скважинах; 15–20 – площади развития различных значений интенсивности оруденения (суммированные м ⋅ г/т по скважинам): 15 – 1–9 м ⋅ г/т, 16 – 10–49 м ⋅ г/т, 17 – 50–99 м ⋅ г/т, 18 – 100–199 м ⋅ г/т, 19 – 200–299 м ⋅ г/т; 20 – 300 и >300 м ⋅ г/т; 21 – предполагаемое направление миграции рудоносных гидротерм – палеофлюидопотоков.

Выделяются два типа тектонических нарушений: первый – это серии надвиговых зон, выраженных углеродистыми милонитами (фиг. 3а, б) и имеющими мощность от первых метров до 10 м и более, а второй – это зоны объемной интенсивной трещиноватости, смятия и дробления, мощностью до 10 и более метров, с развитием мелких кварцевых и кварц-карбонатных прожилков. Оба типа тектонических нарушений развиваются взаимосвязано и, как правило, надвиговые зоны – осевые, окаймляют нарушенные блоки, а дробление развито в межнадвиговом пространстве (фиг. 3в). Такие особенности обусловили пологий, погружающийся на северо-восток под углами 40°–45°, рудный штокверк (фиг. 3г).

Для выявления предполагаемых трасс палеофлюидопотоков на месторождении Павлик (Савчук и др., 2018) проведена статистическая обработка данных опробования керна разведочных скважин на наиболее изученных профилях 10–30 (фиг. 6б). Мощности рудных интервалов умножались на среднее содержание и суммировались по каждой скважине. Полученные суммы линейной продуктивности выносились на план и отстраивались изолинии (м ⋅ г/т). Выделенные области максимальных значений вытянуты по направлению трасс палеофлюидопотоков с северо-востока на юго-запад. По этим данным корневые части палеофлюидопотоков перспективны на выявление наиболее мощной и интенсивной минерализации, что может служить дополнительным обоснованием при определении направления первоочередных геологоразведочных работ.

Итогом прогнозно-металлогенических построений должно быть выделение перспективных площадей, соответствующих по параметрам рудному полю или рудному узлу. В предлагаемом варианте, в зависимости от масштаба построений, варьируются рудоконтролирующие элементы конкретных структур (табл. 3).

ВЫВОДЫ

Центрально-Колымский регион – наиболее рудоносный в Верхояно-Колымском складчатом поясе. Здесь проявлен широкий спектр магматических, структурно-метаморфических и рудных образований. Сравнительно высокая степень изученности позволяет считать его эталонным и на этой основе разрабатывать наиболее обоснованные и новые варианты при прогнозно-металлогенических построениях в мезозой-кайнозойских складчатых областях. В этом регионе образование основных рудных скоплений на месторождениях происходит значительно позже магматических проявлений, хотя часть рудных жил развивается в пределах даек и вблизи них. Такая позиция оруденения инициировала создание генетических моделей рудообразования в межконтинентальных складчато-надвиговых поясах, базирующихся на коллизионном сценарии закрытия палеобассейна, когда при метаморфизме погруженных блоков пород, доходящем до анатексиса, выделившиеся флюиды выщелачивали рудные элементы (золото) и, поднимаясь по нарушенным зонам вверх, создавали рудные концентрации. Но эта модель не объясняла размещение наиболее крупных скоплений руды на значительном удалении от коллизионной зоны, запаздывание на 10–25 млн лет рудоотложения от магматизма и отсутствие связи с конкретными интрузивными массивами.

Сделана попытка преодолеть этот ряд необъяснимых фактов путем включения в генетическую модель, в качестве основной структуры, детачмента, по которому происходило перемещение надвиговых покровов в пределы континентальной окраины. Эта тектоническая зона развита под всем складчато-надвиговым поясом и осложнена поперечными разломами фундамента. Вдоль поверхности детачмента, по этим осложнениям, происходило перемещение рудоносных гидротерм.

Обосновывается возможность прорыва высокотемпературных рудоносных гидротерм из нижележащих участков и затем их миграции в термоградиентном поле зоны детачмента в виде отдельных струй – палеофлюидопотоков и рудоотложение в системах широко развитых коллизионных тектонических нарушений. Таким образом, в представленной модели (фиг. 7) детачмент выступает в качестве основной флюидоконцентрирующей и дренирующей структуры, коллизионные сдвиго-взбросы здесь выступают в качестве рудоподводящих, а оперяющие их нарушения – рудовмещающих (Савчук и др., 2018).

Фиг. 7.

Модель образования орогенных месторождений в коллизионных сдвиговых зонах складчато-надвиговых поясов. 1 – поверхность зоны глубинного срыва – детачмента и осложняющий северо-восточный разлом фундамента; 2 – коллизионные сдвиговые зоны; 3 – область флюидогенерации; 4 – трасса палеофлюидопотока и направление перемещения подвижной фазы вдоль осложнения детачмента; 5 – поднятие гидротерм вдоль коллизионных сдвиговых зон; 6 – полоса рудоносности; 7 – позиция месторождений в оперяющих нарушениях коллизионных сдвиговых зон.