П.П. Петровский. Литолого-структурные факторы рудогенеза // Удокан: Геология, рудогенез, условия освоения. / А.Б. Птицын, Л.В. Замана, Г.А. Юргенсон и др.- Новосибирск: Наука, 2003. С.48-59.

2 ГЛАВА

РУДОГЕНЕЗ

Литолого-структурные факторы рудогенеза

О влиянии литологического состава осадочных пород на их рудоносность на месторождениях типа медистых песчаников, в том числе Удоканском, хорошо известно. Причем, как полагают многие исследователи, имеет место литолого-фациальный контроль меденакопления, который положен в основу при прогнозировании новых объектов этого класса [Бакун и др., 1958; Медистые отложения..., 1966). Действительно, наиболее значительные концентрации Cu сосредоточены в песчаниках, прежде всего в тех из них, которые характеризуются большей крупностью, лучшей сортированностью и низкой глинистостью кластогенного материала. Не все псаммиты с аналогичными особенностями одинаково богаты Cu. Более того, некоторые из них, например баровые песчаники, вообще не содержат медной минерализации. Следовательно, помимо литологического фактора распределением оруденения в рудовмешающей толще управляют и другие причины.

Важнейшей из них, по мнению многих исследователей [Бакун и др., 1958; Медистые отложения..., 1966; Кренделев и др., 1983а], являются фациальные условия образования меденосных отложений. Обосновывается это тем, что одновременное накопление меди и терригенного материала возможно только в определенной физико-химической и гидродинамической обстановке водного бассейна, что предопределяло связь медных руд только с отложениями определенного фациального типа.

Однако фактический материал, в том числе по Удоканскому месторождению, свидетельствует о концентрировании медных руд в отложениях, образовавшихся в различных условиях, хотя нельзя не признать, что одни разновидности пород более насыщены сульфидами меди (песчаники наземнорусловых потоков), другие � менее (отложения прирусловых кос, подводнорусловых отмелей), а третьи � практически не содержат ее (горизонты песчаников барового типа).

Напомним, что при обобщении материала по литолого-фациальным особенностям рудоносных отложений месторождений медистых песчаников в других регионах выяснилось, что оруденение в них развивается независимо от фациальной обстановки их накопления [Лурье, Габлина, 1978]. На основании этого был сделан вывод о том, что �...медь в красноцветных формациях приурочена к определенным фациальным обстановкам, позволяющим разделить месторождения на типы, хотя особая меденосная фация отсутствует. В осадках одинакового состава, образующихся в одних и тех же условиях, медь может концентрироваться в одних местах и полностью отсутствовать в других...�.

Таким образом, избирательная концентрация Cu в рудовмещающей толще месторождения обусловлена другими факторами. Одним из них, как показывает изучение распределения оруденения в отложениях Удоканского рудного поля совместно с анализом характера и степени тектонических деформаций медьсодержащих пород, является структурный, а точнее литолого-структурный фактор, определивший избирательный характер концентрирования медных руд на месторождении или, по крайней мере, его богатых скоплений.

Геологическое строение и рудоносность Удоканского месторождения обусловлены его специфическим положением в Кодаро-Удоканской структурно-формационной зоне, а именно: приуроченностью к области с повышенной тектономагматической активностью. Месторождение размещается в толще метаморфизованных терригенно-осадочных пород удоканской серии раннепротерозойского возраста. Оруденение локализуется в переходной части от существенно песчанистой сакуканской свиты к алевролито-глинистой намингинской. В рудовмещающей толще месторождения по характерным литологическим особенностям и рудоносности выделяются под- и надрудная пачки и рудоносный горизонт.

Меденосные отложения месторождения участвуют в строении брахиформной Намингинской синклинали, вытянутой в северо-западном направлении. На северо-восточном крыле последней они имеют нормальное залегание, на юго-западном � опрокинутое. Брахисинклиналь пересечена разломами субмеридионального, северо-восточного и субширотного простирания, которые часто маркируются протяженными, выдержанной мощности дайками габбро-, микродиабазового и микродиоритового состава. Кроме того, здесь же встречаются многочисленные субсогласные разломы, которые влияли на процесс распределения оруденения на месторождении (рис. 2.1).

Вблизи рудного поля встречаются разнообразные по составу и возрасту магматические образования. Наиболее древние из них � раннепротерозойские интрузии габбро-норитов Чинейского и гранитоиды кодарского комплексов. Широко представлены позднепротерозойские магматиты основного состава (доросский комплекс), а также позднепалеозойские гранитоиды ингамакитского комплекса. Формирование интрузивных комплексов сопровождалось образованием жильных и дайковых серий, многие из них развиваются и на площади рудного поля.

Большая часть руд сосредоточена в средней и верхней частях рудоносного горизонта. Основными рудными минералами являются (в порядке их значимости в балансе руд) борнит, халькозин, халькопирит и пирит. Распределение их в рудовмещающей толще зонально. Наибольшую долю составляют борнит-халькозиновые руды (67,5 %), подчиненное значение имеют халькопирит-пиритовые (6,5 %) и вторичные малахит-брошантитовые (26,0 %). По морфологии выделения они разделяются на четыре основных типа: вкрапленные, гнездовые, линзовидные, слоистые и слоисто-вкрапленные.

В плане реконструкции процесса медеобразования на месторождении чрезвычайно информативны два последних морфологических типа, которые составляют хотя и незначительную долю в общей массе руд, но достаточно

Рис. 2.1. Схема геологического строения Удоканского рудного поля. 1 � четвертичные отложения; 2 � намингинская свита (филлиты, алевролиты); 3 � верхняя подсвита сакуканской свиты (песчаники, редко алевролиты и филлиты); 4 � нижняя и средняя подсвиты сакуканской свиты (песчаники, в том числе мартитсодержашие); 5 � лампрофировые дайки мезозойского возраста (?) (а), раннепротерозойские кварц-порфировые дайки ко-дарского комплекса (б); 6 � позднепротерозойские габбро-диабазовые дайки доросского комплекса; 7 � раннепротерозойские, рапакивиобразные граниты кодарского комплекса; 8 � раннепротерозойские габбро-диабазовые дайки Чинейского комплекса; 9 � рудоносный горизонт; 10 � рудные тела; 11 � разломы второго порядка; 12 � разломы более высокого порядка.

богатую. Они наиболее часто встречаются в косослоистых песчаниках русловых фаций. В них выделения медьсодержащих сульфидов концентрируются по слойчатым элементам отложений с образованием рудных �слойков�. При этом формируются обогащенные участки с аномально высокими содержаниями полезного компонента (до 40 % Cu). Считается, что присутствие на месторождении руд такого морфологического типа � один из наиболее убедительных доказательств их первично-осадочной природы [Бакун и др., 1958].

Однако внешнее сходство геологических образований, особенно древних, учитывая широкое развитие в геологии конвергенции, не всегда является однозначным признаком идентичности процессов их формирования и всегда требует осторожности при их интерпретации. В еще большей мере это относится к рассматриваемым слоистым рудам, субстрат которых очень подвижен и часто просто унаследует элементы внутреннего строения рудовмещающей среды. Поэтому их внешнее сходство с типичными косослоистыми текстурами нельзя признать доказательным фактом их первично-осадочного происхождения, необходимо найти дополнительные аргументы, подтверждающие или, наоборот, опровергающие их предполагаемую природу. Остановимся более подробно на характеристике этих специфических образований и попытаемся произвести реконструкцию формирования оруденения в них.

Прежде всего отметим, что указанные медьсодержащие песчаники имеют особенности, которые выделяют их среди других отложений рудоносной толщи. Наиболее характерно широкое развитие в них косослоистых текстур. Их пространственная ориентировка, по мнению некоторых исследователей, свидетельствует о сносе терригенного материала в ЗЮЗ направлении, а область питания находилась на ВСВ от современного района размещения месторождения.

Другой не менее характерной особенностью является то, что в одном и том же слое песчаников совместно со слойками, сложенными кластогенным материалом, встречаются �слойки�, представленные рудным веществом. Вторые, как правило, сопряжены с первыми, имея общую границу с ними. Этим они отличаются от безрудных косослоистых псаммитов, в которых слойки сложены исключительно кластогенным материалом и, как правило, с повышенными концентрациями обломочных минералов тяжелого шлиха, вплоть до образования мономинеральных мартитовых слойков. Присутствующие в медных �слойках� незначительные количества нерудных компонентов сложены аутогенными минералами � альбитом, мусковитом, кварцем, эпидотом, часто идиоморфной формы. Характерно, что в основании рудоносного горизонта место рудных �слойков� в косослоистых песчаниках занимают карбонатные �слойки�, состоящие практически из одного карбонатного материала, который представлен главным образом кальцитом.

Третья особенность рассматриваемых меденосных пород заключается в следующем. Пространственная ориентировка их косых серий изменяется в достаточно узком диапазоне, с падением на северном крыле брахисинклинали в секторе ЮЗ 220�250� и более крутыми углами погружения относительно напластования и на южном � СВ 20�50�, а также с пологим падением по сравнению с литологическими границами. В отличие от этого пространственная ориентировка близких к ним по литолого-фациальным особенностям безрудных песчаников или песчаников с убогой вкрапленной минерализацией изменяется в относительно широком диапазоне. Причем на диаграммах пространственной ориентировки максимум (доминирующее направление) первых не совпадает с соответствующим максимумом вторых.

Косые серии, как правило, очень крупные, при этом отчетливо прослеживается тенденция к снижению содержания сульфидов меди с уменьшением их размеров и особенно с увеличением степени отклонения их пространственной ориентировки от преобладающего направления, что свидетельствует об определенной зависимости рудоносности песчаников от пространственного положения в них косых серий.

В рудоносных песчаниках выделяются два крайних типа косых серий, переходящих друг в друга: 1) относительно прямолинейные контуры в продольном разрезе с относительно выдержанным наклоном косых слойков, благодаря чему они образуют острый угол с нижней и верхней границами слоя псаммитов в месте сопряжения с последними; 2) с более сложной, чаще S-образной морфологией, которая проявляется в том, что угол наклона слойчатых элементов существенно изменяется вблизи почвы и кровли пласта песчаников, а сами слойки в этих местах приобретают черты комфорности относительно литологических границ.

Примечательно, что в поперечном разрезе рудные �слойки� косых серий первого типа чаще всего характеризуются относительно выдержанной мощностью, которая составляет 0,5�1,5 см. В местах их сопряжения с контактами слоя они имеют достаточно правильные геометрические формы. Нередко здесь отмечается увеличение их толщины, особенно заметное в области кровли псаммитов.

Несколько иная картина наблюдается во втором типе косых серий. Прежде всего следует отметить, что в них закономерно изменяется толщина рудных �слойков� в поперечном разрезе. Так, в области нижнего контакта она минимальна (0,1�0,5 см), к средней части слоя достигает наибольшей толщины (1,5�5 см, реже больше), а к верхней границе � снова снижается до минимальных значений (рис. 2.2). Вместе с тем разделяющие их безрудные или содержащие убогую вкрапленность сульфидов меди слойки отличаются достаточно выдержанной толщиной (0,5�1,5 см) по всей их длине от почвы к кровле пласта. Причем вблизи кровли и почвы рудоносного слоя песчаника, где смежные им рудные �слойки� выклиниваются, они начинают соприкасаться друг с другом по общей границе, след которой в поперечном срезе представляет собой тонкую нитеобразную полоску темно-серого цвета.

При микроскопическом изучении срезов этой полоски установлено следующее. Во-первых, вдоль нее соприкасаются слойки, отличающиеся минеральным составом кластогенного материала (например, мартитсодержащие от обычных, сложенных кластогенными зернами породообразующих минералов), структурой (среднезернистые от мелкозернистых), насыщенностью цементом, а также рядом других литологических особенностей. Во-вторых, она сама представляет собой систему мелких, в том числе субмикроскопических разно ориентированных трещинок со сложной морфологией, которая обусловлена их приспособлением к внешним формам кластогенных зерен терригенного материала. В связи с этим песчаники легко раскалываются вдоль таких границ на отдельные тонкие плитки, чем они выделяются среди других разностей псаммитов. В направлении к средней части слоя

Рис. 2.2. Элементы отслоения в косых сериях песчаников и образование косых рудных �слойков�.

/ � косослоистые серии песчаников, сложенные чередующимися мартитовыми слойками и слойками средне-мелкозернистых песчаников; 2 � зоны отслоения, выполненные рудным веществом; 3 � среднезернистые горизонтально-слоистые песчаники с мартитовыми слойками; 4 � мелкозернистый, тонкоплитчатый песчаник с редкими мартитовыми слойками; 5 � средне-мелкозернистый песчаник со слабо проявленными элементами слойчатости; 6 � эрозионный врез; 7 � послойное нарушение с деформированными боковыми породами; 8 � оперяющие послойное нарушение трещины скола; 9 � схема, иллюстрирующая соотношение послойных нарушений и оперяющих трещин скола и направление движения по ним.

зонки микротрещинок приобретают более выраженный характер, увеличивается их мощность, одновременно они начинают выполняться рудными минералами.

Характерной чертой косослоистых песчаников с рудными �слойками� является их более высокий уровень эпигенетических преобразований относительно вмещающих безрудных осадочных пород [Петровский, 1988], причем в них самих наибольшая степень изменений характерна для кластогенного материала вблизи рудных �слойков� и смежных с ними частей псаммитов. В косослоистых песчаниках с S-образной слойчатостью отмечается постепенное снижение уровня эпигенетических преобразований к почве и кровле с одновременным сокращением толщины рудных �слойков� вплоть до полного их выклинивания.

Вторичные преобразования проявились в усложнении структурных элементов осадочных пород вплоть до полной их трансформации в регенерационно-метасоматические с выделением аутигенных минералов в виде двух ассоциаций: кварц + мусковит + эпидот и кварц + альбит + серицит. При этом новообразованные минералы, особенно альбит, мусковит и меньше кварц здесь часто приобретали идиоморфные формы, нередко захватывая в процессе роста отдельные кластогенные зерна. Последнее обстоятельство наряду с другими фактами свидетельствует об их формировании в разуплотненной среде. Кроме того, здесь отмечаются элементы эпигенетической зональности, особенно на северо-восточном фланге месторождения, которая проявляется в том, что вокруг выделений рудного �слойка� фиксируются тонкие зоны с кварц-мусковит-эпидотовой ассоциацией новообразованных минералов с характерным зеленовато-серым цветом, а по ее периферии � зона осветленных пород, где в результате перекристаллизации кварцсерицитового цемента происходит вынос железа.

Нельзя не обратить внимание еще на одну важную особенность строения рудоносных косослоистых песчаников, которая в дальнейшем поможет понять механизм меденакопления в них. Она состоит в том, что в этих породах отмечаются трещины сколового типа, ориентированные в противоположную сторону относительно направления падения рудных косых слойков. Вдоль них нередко фиксируются малоамплитудные деформации косых серий с образованием притрещенных мелких флексурообразных изгибов (см. рис. 2.2). Причем пространственная ориентировка сколовых трешин и направление смещения по ним косых серий в разных слоях одного и того же участка месторождения имеют один и тот же тренд. Часть слойков, находящаяся над плоскостью трещин, смещается относительно ее нижней � в сторону погружения поверхности скола и слоистости.

Наблюдения за характером распределения сульфидов меди в косослоистых песчаниках показывают, что развитие минерализации в них нередко ограничивается упомянутыми сколовыми трещинками. Вблизи поверхности скола нередко отмечаются рудные скопления бордюрного типа, часто имеющие правильные геометрические формы. Наибольшие концентрации рудных минералов отмечаются в мелких притрещинных складочках, особенно в их шарнирных частях, с существенным увеличением мощности рудных слойков. При этом утолщения смежных с ними слойков, сложенных обычным кластогенным материалом, не наблюдается. Примечательно, что сходный характер распределения, но еще более выраженный, имеет карбонатный материал в подрудной части меденосной толщи, где встречаются косослоистые песчаники с карбонатными прослойками.

К сказанному следует добавить, что пространственное положение сколовых трещин в рудовмещающей толще достаточно выдержано, оно существенно меняется при переходе с северо-восточного фланга, где азимут падения их большей части составляет ЮЗ 185�190�, а угол 10�15�, на юго-восточный. При этом на юго-западном крыле Намингинской брахисинклинали они часто развиваются по границам слойков в косослоистых сериях песчаников, элементы залегания которых совпадают или близки к таковым сколовых трещин (азимут падения СВ 50�70� при угле 30�40�). Иногда верхние и нижние контакты песчаников с подобными косослоистыми сериями приобретают ребристое строение за счет смещения их вдоль границ слойков. Такие образования при беглом осмотре можно принять за знаки волновой ряби с асимметричными валиками. В силу этого сколовые трещины данного типа здесь хуже диагностируются при осмотре обнажений, поскольку они маскируются косой слоистостью пород. Примечательно также, что такие косослои-стые песчаники, как правило, не содержат рудной минерализации.

На границах рудоносных слоев песчаников с косослоистыми сериями постоянно фиксируются следы послойных деформаций. Чаще всего они выражаются в виде зон небольшой мощности (от 1�2 см до 1 м, реже больше) с повышенным уровнем динамометаморфизма, сопровождаясь интенсивным рассланцеванием пород, зеркалами скольжения и притертыми минералами. Нередко зоны минерализованы. Послойные тектонические деформации, очевидно, начали проявляться уже на ранних стадиях литификации терригенного материала, на что, в частности, указывают сохранившиеся следы послойных песчаных инъекций в виде диапировых жил и линз. С начала заложения они неоднократно подновлялись, при этом менялся и характер движения по ним от сбросово-сдвигового на начальном этапе формирования структуры рудного поля до взбросово-сдвигового на конечном. Причем в относительно однородных псаммитовых толщах наиболее крупные из них закладывались в породах, где проявились первичные седиментагенно-диагенетические деформационные образования, в частности оползневые структуры, отдельные из которых прослеживаются на сотни метров по латерали при мощности в десятки метров.

Вдоль послойных нарушений постоянно отмечаются смещения контактирующих пород, иногда достаточно значительные, что устанавливается по дайкам основного состава Чинейского и доросского комплексов, размещающихся ортогонально относительно рудовмещающей толщи. При этом установленная амплитуда относительного перемещения по отдельным из них достигает 1200 м (например, по разлому, расположенному северовосточнее месторождения вблизи контакта с гранитоидами кодарского комплекса (см. рис. 2.1)). Намного меньше смещения в рудоносном горизонте и соседних с ним над- и подрудной пачек, наиболее значительные из них не превышают 80�100 м, а чаще от метра до первых десятков метров. На рис. 2.1 показаны наиболее крупные послойные нарушения с амплитудой перемещения до 100 м, которые чаще фиксируются по границам литологических комплексов, существенно различающихся составом отложений (например, по контакту верхнесакуканской и намингинской подсвит, рудоносного горизонта и надрудной пачки и т.д.). Образование послойных нарушений связано с разряжением тектонических напряжений, возникших в процессе формирования Намингинской брахисинклинали.

Учитывая изложенное, можно сделать предположение, что охарактеризованные выше два типа косослоистых текстур в рудоносных песчаниках являются в значительной степени деформированными послойными нарушениями. Первый тип � с прямолинейным текстурным рисунком представляет собой сохранившуюся часть первичной седиментогенной косослоистой серии, срезанной вдоль верхней и нижней границ слоя соответствующими субсогласными разломами. Второй тип � S-образный, также является преобразованной осадочной текстурой, в результате послойных деформаций ее приконтактовые слойчатые элементы изгибались, приспосабливаясь к поверхности сместителя.

При анализе взаимоотношения послойных срывов с ранее рассмотренными сколовыми трещинами обращает на себя внимание их закономерное пространственное сочетание, представляющее единую систему деформационных образований, состоящую из основного тектонического нарушения � послойного разлома и сопряженных сколовых трещин оперения, развивающихся под острым углом к плоскости разлома (см. рис. 2.2). Вместе с тем здесь нет еще одного элемента, который является их обычным спутником, � оперяющих трещин отрыва. Даже при тщательном изучении послойных нарушений и вмещающих псаммитов не удалось установить их в явном виде.

Если обратиться к изложенным выше данным по рудоносным косослоистым песчаникам и рис. 2.2, на котором представлена зарисовка типичного обнажения рассматриваемого вида меденосных пород с характерной комбинацией тектонических разрывных элементов, то нетрудно заметить, что границы слойков в косослоистых сериях псаммитов занимают положение оперяющих трещин отрыва. Логично предположить, что выявленные здесь и охарактеризованные выше деформационные образования по линии контакта слойчатых элементов как раз и являются таковыми. Развитие оперяющих трещин отрыва в таких местах предопределено их изначальной литологической неоднородностью, поскольку разряжение тектонических напряжений энергетически наиболее выгодно как раз по границам слойчатых элементов. Здесь и происходили их заложение и развитие, завершившееся образованием вытянутых параллельно слойчатости разуплотненных участков и полостей.

Деформация косослоистых элементов отложений и их трансформация в оперяющие трещины отрыва в меденосной толще, безусловно, влияли на проницаемость и коллекторскую емкость пород, повышая их уровень относительно соседних. Последнее обстоятельство принципиально важно для понимания процесса образования медных руд рассматриваемого морфологического типа. Учитывая его, а также охарактеризованные выше особенности строения медьсодержащих песчаников с рудами, имеющими �косослоистые� текстуры, надо признать, что наиболее вероятный механизм формирования оруденения в них был механизм выполнения оперяющих трещин отрыва сульфидами меди (см. рис. 2.2) с образованием руд, имеющих своеобразный морфологический рисунок. Причем выполнение полостей происходило, очевидно, путем осаждения рудных минералов из высоко концентрированных медьсодержащих растворов, на что указывает повышенная эпигенетическая проработка рудоносных пород с элементами зональности.

Очевидна причина сосредоточения богатых медных руд в песчаниках с косослоистыми сериями определенного направления, диаграмма ориентировки которых представлена очень узким лучом. Такая исключительная избирательность локализации оруденения обусловлена тем, что именно пространственное положение границ слойков в косых сериях попадает в область разряжения тектонических напряжений отрывного характера с образованием полостей, которые затем выполнялись рудным веществом.

На северном фланге месторождения в этом отношении наиболее благоприятны песчаники русловых фаций с диагональной косой слоистостью с азимутом погружения слойков на ЮЗ 220�250� с острым и не изменяющимся углом их притыкания к кровле и почве слоя псаммитов. Те же разности пород, в которых косые серии имеют S-образную форму, менее благоприятны для концентрирования медных руд. В них границы слойков в нижней и верхней частях песчаников �уходят� из зоны влияния растягивающих напряжений. Поэтому в таких слоях отложение руд происходит в их средних частях, в которых прямолинейные участки косых серий пространственно совмещены с оперяющими трещинами отрыва и где происходит расщепление слойков в косослоистых сериях.

Что же касается южного крыла Намингинской брахисинклинали (имеется в виду ее не опрокинутая часть � участки Медный и Снежный), то те же направления косых серий песчаников потоковых фаций уже неблагоприятны для формирования полостей вдоль границ их отдельных слоевых элементов и, следовательно, для образования в них значительных концентраций медных руд. Здесь они, если их рассматривать в плане соотношения с межслоевыми нарушениями сбросового характера в этой части месторождения, должны быть пространственно совмещены со сколовыми трещинами отрыва (рис. 2.3). Действительно, при их изучении выявляются мало амплитудные перемещения вдоль плоскостей контактов слойков в косослоистых сериях, которые деформировали последние с образованием мелких асимметричных складочек, внешне похожих на знаки волновой ряби.

Вместе с тем среди песчаников этой части месторождения встречаются, хотя и меньше относительно северного фланга, псаммиты с косослоистыми сериями, пространственное положение границ слойков которых благоприятно для развития вдоль них оперяющих трещин отрыва. Именно в них, как показывает изучение меденосных отложений, концентрируются наиболее богатые руды, причем чаще всего в виде рудных �слойков�.

С учетом изложенного вполне объяснима пониженная рудоносность южного фланга месторождения (участки Медный, Снежный и др.). Она обусловлена неблагоприятным положением здесь в структуре рудного поля преобладающих в количественном отношении горизонтов песчаников с косыми сериями доминирующего юго-западно-западного направлений, что не способствовало формированию в них литолого-структурных ловушек.