WWW.DISSERS.RU

БЕСПЛАТНАЯ ЭЛЕКТРОННАЯ БИБЛИОТЕКА

   Добро пожаловать!


 
На правах рукописи

Копылов Михаил Иннокентьевич

Физико-геологические модели формирования

рудоносных систем юга Дальнего Востока России

Специальности:25.00.10-геофизика, геофизические методы

поисков полезных ископаемых

  25.00.11- геология, поиски и разведка твердых полезных

ископаемых, минерагения

Автореферат

диссертации на соискание ученой степени

доктора геолого-минералогических наук

Иркутск

2010

Работа выполнена в Федеральном государственном унитарном предприятии

ФГУП  «Дальгеофизика»

Научный консультант: член-корреспондент РАН, доктор геолого-минералогических наук

С.М. Родионов

, доктор геолого-минералогических наук, профессор Н.П. Романовский Институт тектоники и геофизики РАН, г. Хабаровск

Официальные оппоненты:

Доктор геолого-минералогических наук, профессор

Поспеев Александр Валентинович 

ЗАО «Восточный Геофизический Трест»,  г. Иркутск

  Доктор геолого-минералогических наук, профессор

Кочнев Анатолий Петрович

Иркутский государственный технический университет, г. Иркутск

 

  Доктор геолого-минералогических наук

  Ван-Ван-Е Анатолий Петрович

  Институт горного дела РАН, г. Хабаровск

 

Ведущая организация: Институт геологии и природопользования Дальневосточного

отделения РАН, г. Благовещенск

Защита состоится « 28 » сентября 2010 г. в 14 час. на заседании диссертационного

совета Д 212.073.01 при Иркутском государственном техническом университете по адресу: 664074, г. Иркутск, ул. Лермонтова, 83, тел.(факс) (8-3952) 405-112, seminsky@istu.edu

С диссертацией можно ознакомиться в библиотеке Иркутского государственного технического университета, г. Иркутск, ул.Лермонтова, 83

Отзывы на автореферат в 2-х экземплярах, заверенные печатью учреждения,

просим направлять по указанному адресу ученому секретарю совета

Галине Дмитриевне Мальцевой

Автореферат  разослан «  »  августа  2010 г.

Ученый секретарь

  Диссертационного совета……………………………………..Г.Д. Мальцева

  E-mail:dis@istu.edu;

  (8-3952) 405-348,  89149323049

Общая характеристика работы



Актуальность работы определяется необходимостью совершенствования методики поисков и прогнозирования рудных месторождений на основе анализа геолого-геофизических данных. По данным комплексных геолого-геофизических исследований, в первую очередь глубинных методов, возможно создание объемных моделей рудоносных систем (РС), что позволит более эффективно проводить прогнозирование и поисково-оценочные работы по выявлению месторождений золота, олова, титана, меди и других полезных ископаемых.

       Практическая задача прогноза и эффективного поиска месторождений взаимосвязана с познанием особенностей глубинного строения литосферы в области развития РС. Реализация этой проблемы необходима как в известных оловорудных (Хинганский, Комсомольский, Кавалеровский, Баджальский), золоторудных (Кировский, Верхне-Селемджинский, Покровский, Березитовый, Нижнеамурский, Охотский), титанорудных (Каларский, Джугджурский), так и во вновь изучаемых районах для выявления новых рудных зон и тел. Сочетание малоглубинных и глубинных геолого-геофизических методов позволяет представить в целом модель РС от очага зарождения до образования в верхней части месторождений. При локализации месторождений, рудных зон, тел существенная роль принадлежит различным типам барьеров: геохимическим, петрофизическим, геодинамическим, электрохимическим и др., которые в настоящее время не всегда учитываются и изучаются. Использование барьерных и экранных явлений при составлении композитных моделей значительно повышает эффективность геолого-геофизических работ при поисках и разведке месторождений полезных ископаемых.

Цель исследований. Построение физико-геологических моделей рудоносных систем на основе геологических, геохимических, геофизических, петрофизических, петрохимических данных и их использование для прогнозирования, поисков и оценки промышленно значимых месторождений (Au, Sn, Cu, Ti и др.) в пределах юга Дальнего Востока.

Задачи исследований. Основные задачи для решения поставленных проблем состоят в следующем:

1. Исследование системных связей между петрофизическими, геофизическими, геохимическими характеристиками литосферы и  рудоносных систем различных иерархических уровней.

2. Изучение миграционных свойств рудных элементов в литосфере на основе их атомного строения, распространенности, закономерностей в распределении как рассеянных, так и концентрированных элементов с целью определения их роли при формировании рудоносных систем.

3. Исследование физико-химических процессов, возникающих на границе разных сред на микро- и макроуровнях, участвующих в образовании барьеров. Исследование геофизических, геохимических, петрофизических, параметров, характера их корреляционных зависимостей в областях метасоматической проработки пород с целью выделения барьеров, экранов, способствующих локализации рудных месторождений.

4.Создание физико-геологических моделей литосферы, рудоносных систем и месторождений для решения задачи поисков и прогнозирования.

5. Изучение специфики прогнозирования рудных месторождений на основе составленных моделей РС различных типов и иерархических уровней с использованием комплексных критериев (рудоконтролирующих, рудовмещающих, степени сохранности), с учетом типов земной коры и литосферы.

Методика исследования состояла в систематизации и обобщении геологических, геохимических, геофизических, петрофизических  данных по югу ДВ автора и других исследователей. При создании геофизических моделей литосферы  проводились специализированные глубинные геофизические исследования (g, Vр, Т, ), лабораторные работы по целенаправленному изучению петрофизических  свойств среды,  районирование типов земной коры и литосферы. Для геохимической характеристики литосферы как среды формирования РС проводился сбор и анализ химических и спектральных данных  по штуфам, образцам, канавам, скважинам, штольням с целью изучения закономерностей распространения рассеянных и концентрированных рудных элементов,  определения коэффициента концентрации и их роли в формировании рудоносных систем. При изучении барьерных явлений методика состояла в теоретическом и практическом исследовании барьерных процессов (на  микро-  и  макроуровнях) с выделением эндогенных геохимических, структурно-геодинамических и электрохимических барьеров, определении их роли при локализации месторождений. При создании физико-геологических моделей РС разных иерархических уровней изучался вещественный состав магматических, метасоматических, вмещающих  пород, выявлялись особенности распределения геохимических, геофизических, петрохимических и петрофизических параметров в пределах рудных районов, узлов, рудных полей и месторождений. Систематика РС приведена по формационному и генетическому принципам. На основе созданных комплексных моделей, поисковых критериев и признаков проводились поисковые и прогнозные работы с использованием геохимических, структурно-геодинамических и электрохимических барьеров в оловорудных, золоторудных, титанорудных и других рудных районах юга Дальнего Востока.

Защищаемые положения сводятся к следующему:

1. Геофизические, петрофизические параметры (g, Vр, Т, , Q) обладают сложной геологической, физической информацией о вещественном составе и структурных элементах слоёв литосферы. На основе анализа этих данных представлены физико-геологические модели литосферы (ФГМ) и оловорудных, золоторудных, меднорудных и титанорудных рудоносных систем (РС), повышающие эффективность поисков и прогнозирования рудных месторождений [10,17,21,26, 27, 59, 64, 66,67 ].

2. Распределение основных породообразующих элементов (O, Si, Al, Fe, Mg, Ca, Na, K, Mn, Ti, P, H) и  их корреляционных связей с геофизическими, петрофизическими параметрами позволяют  сформировать геохимическую модель литосферы юга ДВ. С учетом роли миграции химических элементов,  рассчитаны коэффициенты концентрации (по отношению средних содержаний к кларковым) в рудоносных системах. Установлено, что  при малых значениях коэффициента (3–30) образуются главным образом месторождения Fe, Mn, Ti, V, Mg, P, при средних и высоких (31–10000) – Ni, Co, Cu, Mo, Cr, Sn, Au, Ag, Pt, Nb, при наиболее высоких (10001–20000) – Bi, Sb, Cd, Hg, Re [21, 24, 25, 57, 64].

3. Барьерные процессы обусловлены различной физико-химической природой на границе разных сред на макро- и микроуровнях с образованием геохимических, структурно-геодинамических и электрохимических барьеров, играющих существенную роль в локализации рудных месторождений. Петрофизические барьеры за счет разных физико-механических свойств пород определяют морфологию рудных тел и масштабы оруденения,  геодинамические являются катализаторами рудоотложения за счет падения давления в трещинах и пористых породах,  литостатические проявлены в осевых частях антиклинальных структур, гравитационно-сегрегационные возникают за счет разной плотности,  электрохимические являются осадителями рудного вещества на полюсах электрического  поля, на границе двойного электрического слоя, диффузионных и мембранных потенциалов [4, 9, 28, 34, 42, 49, 58].

4. Рудоносные системы магматогенные (Каларский, Геранский титанорудные районы), магматические (Албазинский, Гонжинский золоторудные; Комсомольский, Хинганский оловорудные), гидротермальные (Курун-Уряхский, Верхне-Селемджинский золоторудные районы), метаморфогенные (Нюкжинский, Мало-Хинганский железорудные районы),  характеризуются разной глубиной и температурой образования, геохимической и металлогенической зональностью. По эмпирической зависимости геофизических, петрофизических параметров и химических элементов РС выделяются : первые – повышением содержаний Cr, Ni, Co, Cu, Fe, Ti,  значений Т,  g и к; вторые и третьи – повышением Sn, Au, W, Mo, Cu, Pb, понижением значений Т и к, повышением к , UЕП и содержаний U, К; четвертые повышением Au,  Cu, Pb, As, Fe, аномалиями Т, к , к и повышенным содержанием радиоактивных элементов.  Формирование РС в сводовых поднятиях происходит под влиянием флюидного фронта, что приводит к многообразной ассоциации рудных элементов, а в депрессионных структурах за счет дополнительного давления и трения  на нижней поверхности трапециевидного  блока, что приводит к повышению температуры и  выплавлению магм щелочного типа и более узкого спектра  рудных элементов [10,11,12,13, 14, 16, 18, 19,37, 51, 57,72 ].

Научная новизна полученных результатов состоит в следующем:

1. Впервые по Приамурью созданы геофизические (g, Vр, Т, , Q) и комплексные модели литосферы юга ДВ с определением вещественного состава литосферных слоёв и плюмовых структур.

2. Рассмотрена геохимия литосферы как среды формирования РС, построена геохимическая модель литосферы юга Дальнего Востока по основным породообразующим элементам: O, Si, Al, Fe,

Mg, Mn, Ca, Na, K, Ti, P, H и приведена характеристика петрогенных, рудных элементов и их спо-

собность к миграции, рассеиванию и концентрированию при формировании РС.

3. Впервые рассмотрен комплекс барьерных явлений на микро- и макроуровнях. Проведена систематика эндогенных барьеров с выделением новых петрофизических, электрохимических, литостатических, гравитационно-сегрегационных и электрохимических типов, показана их роль в образовании рудоносных систем и месторождений.

4. Впервые проведена систематика рудоносных систем на основе многофакторного анализа. Построены трехмерные глубинные физико-геологические модели рудоносных систем  для ряда оловорудных, золоторудных, титанорудных, меднорудных районов и месторождений (грейзенового, альбитового, пегматитового, алунитового, порфирового, стратиформного типов) юга Дальнего Востока.

5.Представлен новый механизм образования РС в сводовых и депрессионных структурах на примере золоторудных и оловорудных районов юга ДВ, приводящий к разной метасоматической, температурной зональности и геохимической ассоциации элементов.

Практическая значимость выполненной работы состоит в выделении новых типов петрофизических, геодинамических, электрохимических барьеров и их использовании при обосновании комплексных (геологических, геофизических, геохимических, петрохимических и петрофизических) критериев для выявления различных типов РС и рудных месторождений в пределах юга Дальнего Востока.

Рассмотрены объемные рудоносные системы и их физико-геологические модели для ряда оловорудных, золоторудных, титанорудных, меднорудных районов юга Дальнего Востока. Построены трехмерные комплексные (композитные) модели месторождений в оловорудных (Хинганский, Комсомольский, Баджальский, Ямалинский), золоторудных (Березитовый, Кировский, Гонжинский, Кеткапский, Нижнеамурский), титанорудных (Каларский, Джугджурский), меднорудных (Янканская шовная зона, Центральный Сихотэ-Алинь) районах, которые позволяют более целенаправленно проводить крупномасштабное и локальное прогнозирование по выделению рудных полей, рудных зон и осуществлять поисковые и оценочные работы.

По результатам проведенного прогнозирования в пределах Хинганского, Комсомольского, Баджальского, Ямалинского, Сихотэ-Алинского оловорудных районов выделены перспективные площади, участки, оловорудные зоны, тела и даны рекомендации по их дальнейшему изучению. В пределах Гонжинского выступа выделены перспективные площади на поиски золоторудных полей. В Березитовом, Кировском, Курун-Уряхском, Кеткапском, Нижне-Амурском золоторудных районах выделен ряд перспективных участков, рудных зон и тел. В пределах Курун-Уряхского и Кет-Капского золоторудных районов выявлены признаки для возможного выявления золоторудных месторождений черносланцевого (Нежданинского), Карлинского, Олимпикдамского типов,  алунит-кварцевого типа в пределах Сихотэ-Алинского  и  Охотского  вулканического поясов. По данным крупномасштабного и локального прогноза в пределах северо-западного фланга Каларского габбро-анортозитового массива автором выявлен ряд рудопроявлений (Балтылахское, Верхне-Саиктинское, Верхне-Куранахское), три месторождения (Куранахское, Саиктинское и Водораздельное), и самое крупное в России – месторождение Большой Сэйим комплексных руд (TiО2, Fe, V2O5). В пределах западной части Янканской шовной структуры выделен ряд рудных зон, перспективных на выявление колчеданно-медных стратиформного, золото-меднопорфирового типов месторождений, и нового типа медно-никелевых руд, связанных с корневыми частями коматиитовых базальтов. В Хинганском районе впервые выделена система эшелонированных зон трещиноватости северо-западного простирания, с которыми пространственно совпадают все известные месторождения и рудопроявления. Шаг развития основных рудоносных структур 3–5 км, промежуточных рудоносных структур –0,5–1,5 км. Выделенная система рудоносных структур локализует поисковые площади и увеличивает перспективы открытия новых месторождений в Хинганском оловорудном районе.

Реализация результатов исследований осуществлена автором при прогнозировании и проведении поисково-разведочных работ на площадях оловорудных, золоторудных, титанорудных, меднорудных районов, узлов и месторождений на основе комплексных критериев и композитных физико-геологических моделей в пределах юга Дальнего Востока. Основные выводы и рекомендации используются производственными предприятиями ФГУП «Дальгеофизика», Биробиджанским ГГУП ЕАО, ГУГП «Амургеология», Солнечным, Хинганским ГОКами, ОАО «Покровский рудник», ОАО «Олекминский рудник», ОАО «Кимкано-Сутарский ГОК», ЗАО «Дальгеология», ЗАО артели старателей «Амур», «Восток», «Охотск», ОАО «Регис» при производстве поисково-разведочных работ.

Петрофизические исследования использованы при составлении методических рекомендаций «Петрофизические исследования в рудных районах юга Дальнего Востока», в справочнике «Справочник физических свойств по региону Дальнего Востока». Данные комплексных исследований по Хинганскому оловорудному району изложены в монографии «Хингано-Олонойский оловорудный район».

Фактический материал подготовлен на основе обобщения и синтеза результатов тридцатилетних исследований автора при производстве полевых комплексных (геологических, геофизических, геохимических, петрофизических, петрохимических) исследований в Комсомольском, Баджальском, Хинганском оловорудных, Аллах-Юньском, Березитовом, Кировском, Гонжинском, Кеткапском, Курун-Уряхском золоторудных, Каларском, Джугджурском титанорудных районах. В пределах Янканской шовной зоны автором проведены поисковые работы на выявление стратиформных колчеданно-медных и нового типа медно-никелевых месторождений, связанных с корневыми частями коматиитовых базальтов. Глубинная характеристика литосферы юга Дальнего Востока приведена по данным исследований ГСЗ, МОВЗ, МТЗ, g, , проводимых ФГУГП «Дальгеофизика» (с участием автора) и др. организациями. По тематическим работам автора изучены петрофизические, геохимические и петрохимические параметры руд, метасоматически измененных и вмещающих неизмененных пород различного литологического состава. Также привлекались материалы работающих в регионе научных организаций: ИТиГ, ДВИМС, ЗабНИИ, ВИРГ, ДВГИ, АмурКНИИ и опубликованные научные статьи по тематике диссертации.

Апробация работы проводилась на технических Советах ФГУП «Дальгеофизика», КПР по Хабаровскому краю, Амурской области, ЕАО, на геологических, геофизических, геохимических и петрофизических конференциях в Аллах-Юньской КГРЭ (1968–1971 гг.), Комсомольской ГРЭ (1974–1982 гг.), ФГУП «Дальгеофизика» (1972–2008 гг.), «Амургеологии», на международном симпозиуме «Глубинное строение Тихого Океана и его континентального обрамления» (г. Благовещенск,1988), на II-V Косыгинских чтениях, междисциплинарных (симпозиумах «Закономерности строения и эволюция геосфер» (г. Хабаровск 1997-2009; Владивосток, 2000), на 29-ой сессии Международного семинара им. Д.Г. Успенского (г. Екатеринбург, 2002, 2009), на чтениях им. Федынского (г. Москва, 2006); ГФУП «ВНИИГеофизика», на конференции по новым методикам и технологиям (г. Москва, 2005), на Всероссийской конференции «Чтения памяти академика К.В. Симакова» (г. Магадан, 2007), на международной конференции «Актуальные проблемы геологии и геофизики» (г. Ташкент, 2007), на XLI Тектоническом совещании (г. Москва, 2007), на научно-практической конференции «Проблемы геологии, минеральных ресурсов и геоэкологии Западного Забайкалья» (г. Улан-Удэ, 2007), на международной конференции, посвященной 50-летию Института геофизики УрО РАН «Геофизические исследования Урала и сопредельных регионов» (г. Екатеринбург, 2008), на международном Российско-Японском семинаре по проблеме геодинамики и прогноза землетрясений (г. Хабаровск, 2000; 2001), на 3-ей научной конференции по проблеме сейсмичности Дальнего Востока, на заседаниях Дальневосточной секции Минералогического общества в ДВИМС, ИТиГ,  а также на ученых Советах ИТиГ, АмурКНИИ ДВО РАН.

Публикация выполненных исследований приведена в 77 опубликованных работах, 3 монографиях,  26 производственных и тематических отчетах.

Объем и структура диссертации. Диссертация состоит из введения, 5-ти глав и заключения. Содержит 293 страниц, 87 рисунков, 6 таблиц и список литературы из 228 наименований.

Работа выполнена в ФГУП «Дальгеофизика» при научной консультации члена-корреспондента РАН,  доктора геолого-минералогических наук С.М. Родионова,  доктора геолого-минералогических наук, профессора Н.П. Романовского.

Автор считает своим долгом выразить искреннюю признательность д.г.-м.н. профессору Н.П. Романовскому за консультации,  совместное сотрудничество на различных этапах работы и за высказанные замечания, советы, пожелания и оказанную помощь. Также автор благодарит д.г.-м.н., профессора Ю.Ф. Малышева за советы и замечания, сделанные в процессе выполнения данной работы. В процессе над работой автор пользовался поддержкой и советами многих геологов и геофизиков ФГУП «Дальгеофизика» В.А. Филиппова, В.Е. Кузнецова, В.И. Уралова, Б.А. Зарубина,  Ю.П. Змиевского, В.А. Захарова. Автор благодарит за помощь в техническом оформлении диссертации Р.А. Тухватуллина, Н.И. Космину.

Глава 1 .Особенности глубинного строения литосферы и рудоносных систем юга Дальнего Востока по геофизическим и петрофизическим исследованиям.

Строение и модели литосферы. Для характеристики глубинного строения литосферы строились параметрические модели ( g, T, V, ) юга Дальнего Востока  с использованием карт g в редукции Буге с различными вариациями радиусов осреднения, трансформаций, карт , профильных  ГСЗ, МТЗ, МОВЗ и петрофизических исследований. Модели литосферы юга ДВ строились как многослойные на основе существующих концепций (Белоусова, 1982; Моисеенко, 1986) с учетом выявленных в последнее время неоднородностей Земли в целом как по латерали, так и по вертикали.

В плотностной модели гравитационные аномалии в  региональном плане отражают строение земной коры, при этом наиболее существенный вклад в величину поля вносит фундамент кристаллических пород, нижняя кора с поверхностью Мохо и надастеносферный слой. Анализ гравитационных аномалий позволил выявить плотностные неоднородности в литосфере региона. На графике g на приведенной модели (рис.1), наиболее интенсивный минимум силы тяжести приурочен к Баджальскому,  менее интенсивные к Сихотэ-Алинскому и Комсомольскому оловорудным районам.

В сейсмической модели для Дальневосточного региона пределы колебания скорости на границе кристаллического фундамента, по данным ГСЗ, составляют 5,9–6,3 км/с. Таким скоростям (Красовский, 1994) должны соответствовать плотности для интрузивных пород–2,58–2,73 г/см3, для метаморфических–2,69–2,80 г/см3. В этом интервале скоростей выделяется низкоскоростной слой консолидированной коры со скоростью 5,9–6,1 км/с и высокоскоростной 6,0–6,3 км/с и отвечающие им соответственно плотности 2,72 и 2,75 г/см3. Инверсная сейсмическая зона между границами К1 и К2 может быть связана с вещественным (гранитизация, серпентинизация) составом, хрупкой деструкцией пород в условиях повышенных температур и аномальных градиентов в тектонически напряженных слоях. На границе Мохо отмечается резкий скачок скорости, вероятно, обусловленный разным состоянием пород, выше они находятся в хрупко-дилатансионном, ниже– в пластическом в состоянии.

В магнитометрической модели выполненные расчеты глубин залегания верхних и нижних кромок магнитовозмущающих тел Дальневосточного региона дают сведения о насыщенности магнитными массами, в основном в верхней части гранитно-метаморфического слоя земной коры, залегающих на глубине 5–15 км. В пределах Буреинского массива нижние кромки магнитоактивных тел предположительно  соответствуют подошве верхней коры (границе Конрада). Аномальное магнитное поле региона разделено на ряд областей, отличающихся своими магнитными характеристиками, степенью насыщенности консолидированной коры магнитными телами.

Геоэлектрическая модель литосферы базируется на данных МТЗ. При магнитотеллурических исследованиях, при построении глубинных геоэлектрических разрезов используется параметр электропроводности, получаемый в результате интерпретации кривых кажущегося сопротивления, в связи с этим возникает проблема удельных и интегральных характеристик среды. Согласно построенным диаграммам электропроводность пород весьма существенно зависит от температуры и давления внутри Земли. Ещё сильнее электрическая проводимость реагирует на изменение фазового состояния вещества, в частности, на переход твердой породы в расплав. В связи с этим, глубинная электрическая модель тесно связана с метасоматическими и флиюдными процессами, происходящими в недрах Земли.

Геотермическая модель характеризует тепловой поток режима земной коры и верхней мантии, его взаимосвязи с геофизическими полями и составом литосферы, позволяет понять механизм формирования тектонических, сейсмических, вулканических, метаморфических и др. глубинных процессов. Исследуемый регион включает разнообразные  по возрасту, тектоническим преобразованиям и геодинамическому режиму геологические структуры. Для молодых осадочных бассейнов (Средне-Амурской, Удыль-Кизинской, Партизанской и др.) характерны пониженные значения теплового потока (25--50 мВт/м2) и относительно высокие значения геотермического градиента  (25-40 С/км). На северо-западе региона по субмеридиональному профилю п.Тыгда - п.Горный

- оз. Токо выявлены аномально высокие значения теплового потока (80-90 мВт/м2), возможно связанного с формированием рифта на сочленении Евразийской  и Амурской литосферных плит.

Комплексная геолого-геофизическая модель литосферы юга ДВ (рис.1) носит обобщенный характер в отличие от приведенных: плотностной, сейсмической, магнитометрической, геоэлектрической, геотермической и построена на большие глубины. Основной задачей при  построение комплексной модели было наполнение ее вещественным составом, главным образом, надастеносферного слоя, так как его состав изучен крайне слабо. По совокупности определенных величин  Vр, , литосферных слоев и результатам  петрофизических измерений  образцов, для литосферных слоев и их блоков проводилось идентификация пород, слагающих каждый блок. По величине скоростных и плотностных характеристик с учетом геологических данных и общих представлений  уточнялся преимущественный вещественный состав пород каждого блока, слоя. По результатам моделирования аномальные зоны носят комплексный характер и отвечают развитию ареалов кислого магматизма и интенсивной проработки земной коры и литосферы за счет теплового потока от предполагаемых на глубине плюмов. Неоднородность уровней, так же как и сложные пространственно-временные взаимоотношения, во многом определяют нелинейный характер развития процесса глубинной дифференциации.  В пределах внутреннего строения диссипативной системы Земли отчетливо выражена тенденция нарастания снизу вверх градиентной неоднородности. В этом же направлении (Блюман, 2003; Малышев 2003; Wells, Coppersmith, 1994) происходит последовательное «омоложение» по времени Земли. Созданные плотностная, магнитометрическая, сейсмическая, геоэлектрическая и геотермическая модели литосферы с учетом изменений физических свойств среды при повышении температуры, давления с глубиной демонстрируют  её неоднородность и блоковую дискретность.

Литосфера Дальневосточного региона, по данным глубинных геофизических исследований, разделена на три реологических слоя: «гранитный», «базальтовый» (консолидированная кора) и надастеносферный. Кроме того, в верхней части консолидированной коры выделяются вулканогенно-осадочный чехол и метаморфический слой, которые играют также заметную роль в строении литосферы. Надастеносферный слой в Дальневосточном  регионе зависит от пространственного положения астеносферы и подстилается в ряде случаев зоной частичного плавления (ЗЧП)  литосферы. По данным МОВЗ, МТЗ по профильным исследованиям для окраины Азии установлено залегание астеносферы на глубинах 80-170 км. Она характеризуется низкими скоростями и высокой электрической проводимостью. Минимальное погружение ее фиксируется, в зонах восходящих плюмов в пределах Куканского и Торомского глубинных разломов, где она проявлена на глубинах 90 км и выше. Астеносфера наиболее четко выделяется в пределах Сихотэ-Алинской ГС, под Буреинским массивом она картируется отдельными фрагментами, что, вероятно, связано с интенсивными процессами деструкции среды.

Литосфера Дальневосточного региона помимо тектонореологической расслоенности характеризуется слоисто–блоковой (фрактальной) дискретностью, проявляющейся в резкой горизонтальной изменчивости физических параметров консолидированной коры и осадочного чехла, приуроченного к межблоковым структурам. Блоковая дискретность строения исследуемого региона была выявлена автором при анализе его тектоники по геофизическим (g, T, ГСЗ, МТЗ), геологическим и морфометрическим данным, лежащим в средней области спектра 25–60 км.  Площадь блоков варьирует в широком диапазоне от 2500 кв. км до 1000000 кв. км и более. Ранжирование тектонических блоков в зависимости от их размерности выполнено по шести уровням, отличающимся в известной степени автономностью в строении и развитии. За нижний уровень делимости блоков приняты блоки  размером 2500 кв.км, второй уровень 5000 кв.км, третий 10000 кв.км, четвертый –20000 кв.км, пятый–50000 кв.км, шестой–100000 кв. км и более.

Среди вулканических поясов, расположенных в зоне перехода океан-континент, по геолого-геофизическим данным  выделяется три типа: заложенные на континентальной коре мощностью 38 км и более, средней мощности 30–35 км и на коре переходного типа малой мощности 20–30 км. Для первого типа характерны проявления сопряженного магматизма андезитовой и риолитовой линии, ассоциирующей с Au-Ag, Аg и Sn проявлениями соответственно. Второй тип характеризуется развитием дифференцированных вулканических комплексов базальтовой магмы, контролирующих Au-Ag, меднопорфировое, серное и ртутное оруденение. Третьему типу свойственно проявление вулкано-плутонической ассоциации андезитовой линии с полиметаллическим и комплексным Au–Ag– полиметаллическим оруденением на раннем этапе и дифференцированным комплексом базальтовой магмы. Главные золотоносные пояса и провинции восточной окраины Азии пространственно совмещаются с Центрально-Азиатской и Воточно-Азиатской мегазонами взаимодействия литосферных плит.

Особенность строение и модели рудоносных систем. По существующим представлениям рудоносная система должна включать очаг генерации флюида, область переноса рудного вещества и его отложения (Бакулин, 1991; Романовский, 1992; Родионов, 2001; Копылов, 2004). Область генерации рудной системы представляет собой область геологического пространства, где рождаются подвижные формы рудных элементов, способные при определенных геологических условиях создать рудопроявления, месторождения (рис. 1). Согласно результатам проведенных глубинных исследований очаги зарождения РС расположены в активном слое – астеносфере. Наличие в астеносфере зон пониженных скоростей и электрических сопротивлений указывает на активность происходящих в ней процессов. Это состояние астеносферы, вероятно, связано со сложившимся неустойчивым равновесием, которое инициирует процессы в глубинных зонах. Активность верхнего слоя мантии, скорее всего, поддерживается состоянием неустойчивого равновесия между Р и Т. Некоторые исследователи (Тычков, 1979; Грачев, 2003) в верхней мантии в интервале глубин 100400 км выделяют области тепловой конвекции. Помимо вертикального воздействия восходящих конвективных течений, существует эффект взаимодействия изостатического, компенсационного потока между отдельными блоками земной коры восходящими и нисходящими. Кроме процессов конвекции, имеет место и «адвекция» – всплывание вещества более легкого слоя и погружение более тяжелого, при котором происходит не только вертикальное, но и горизонтальное перемещение, порождающее складчатость и шарьяжи. Области переноса магмы и флюидов частично совпадают на ранних этапах развития системы. Температура кристаллизации магм выше, поэтому формирование магматических тел происходит раньше, а подвижная фаза продолжает перемещаться. Для палингенного магматизма в области зарождения магмы Р–Т условия должны достигнуть уровня амфиболитовой – начала гранулитовой фации метаморфизма (Р–108 Па, Т–800–900°С), чтобы при релаксации напряжений произошло плавление (Монин, 1977; Бакулин, 1991). Протяженность области переноса для разных типов рудоносных систем различна. Для отдельных рудных систем области переноса, генерации и локализации сближены, совмещены или удалены, разобщены. К последним относятся рудно-магматические системы (олова, золота, вольфрама и др.), к совмещенным следует отнести магматогенно-рудные системы (титан, никель, хром, кобальт, медь, платина), к сближенным контактово-метасоматические, грейзеновые, альбитовые и метаморфогенные. К рудным системам с удаленным очагом генерации относится большинство гидротермальных месторождений, для которых связи с магматическими образованиями устанавливаются по комплексу косвенных признаков.





Область локализации представляет собой верхнюю часть рудно-магматической системы, где непосредственно происходят отложение рудной минерализации,  околорудные изменения вмещающих пород и образование месторождений. Собственные границы РС золоторудных, оловорудных районов, представленных всей совокупностью участвующих в рудообразовании магматических, метасоматических и гидротермальных проявлений, достаточно четко отображаются в физических, геохимических и петрофизических полях. Локализация руд происходит при пресыщении растворов и превышении концентрации компонентов над их предельной растворимостью. Температура раствора является одним из важнейших факторов рудообразования, но регулирует ход процесса давление. Раствор, находящийся в состоянии неустойчивого равновесия с окружающей средой, перемещается в направлении градиента давления по трещинам, несколько опережая перемещения в порах пород за счет более высокого  давления. Под воздействием петрофизических, геодинамических, геохимических, геоэлектрических барьеров и экранов нарушается равновесие и происходит образование минералов в соответствии с температурой их кристаллизации.

По структурному признаку в иерархическом ряду обычно выделяются три таксономических класса: планетарные, региональные и локальные рудоносные системы (Власов, Романовский, Малышев, 1986; Мельников, 1992; Копылов, 2003). Наиболее дробные иерархические уровни рудоносных систем разделяются по формационному и генетическому признаку.

Глава 2. Геохимический аспект процесса формирования рудоносных систем

Одним из важнейших факторов в образовании рудоносных систем и месторождений является

миграция элементов в эндогенных и экзогенных  условиях. Процесс миграции элементов весьма многообразен, в результате  разрушаются сложившиеся и возникают новые геологические образования в структуре коры и литосферы. Глубинная миграция элементов прямым образом связывается с энергией теплового поля Земли, вызывающей магматические, тектонические процессы с образованием интрузивных, вулканических пород, рудоносных флюидов. Способность элементов к миграции определяется строением их атомов, размерами атомных и ионных радиусов и готовностью к созданию кристаллохимических решеток. Другим фактором являются их способность к химическим взаимодействиям, характеризуемая, в первую очередь, сродством с галоидами, кислородом и серой. Важным фактором также являются особенности физико-химических (плотность, электроотрицательность, растворимость, температуры плавления и кипения и др.) свойств атомов элементов. Из внешних факторов миграции особенное значение придается характеру остывания магмы и эволюции ее свойств: вязкости, диффузионной особенности,  вещественного состава и проницаемости вмещающих пород, тектонической и геологической обстановки (Виноградов, Лаврухина, 1965; Дортман, 1984; Копылов,1997).

       Одним из важнейших следствий глубинной миграции элементов является образование рудоносных систем и месторождений. О том, что миграции элементов в этом процессе принадлежит основная роль, указывают развитие магматогенных структур и связанных с ними полей геохимических ореолов. Содержание элементов в ореолах и в рудах значительно превышает кларк этих элементов. В условиях тесного смешения всех элементов в первоначальном исходном материале любое обособление тех или иных элементов внутри подобной среды невозможно без миграции. Таким образом, рудоносные системы и месторождения нужно рассматривать как продукты глубинной и поверхностной миграции элементов.

Геохимия литосферы. Для геохимической характеристики литосферы Приамурья как среды формирования РС автором были привлечены данные химических (более 1000), спектральных (около 3000) и спецанализов (данные геолого-съемочных партий). По геотрансекту ГСЗ г. Свободный – Комсомольск-на-Амуре – Татарский пролив были построены геохимические модели по 12-ти породообразующим элементам: O, Si, Al, Fe, Mg ,Ca, Nа, K, Mn, Ti, P, H, составляющим 92% по  массе и 98% по объему литосферы (рис. 2). Первоначально была построена сейсмогравитационная модель по значениям Vр и (Потапьев, 1985; Подгорный, 1999;  Копылов,1997). По совокупности величин скорости, плотности и их корреляционных зависимостей от петрохимических элементов с учетом петрофизических, геологических данных производилась идентификация пород в каждом блоке литосферных слоев. Согласно проведенной идентификации для каждого типа пород (в основном смешанного) по данным статистического и корреляционного анализов определялось осредненное содержание породообразующего геохимического элемента с вычетом доли кислорода (по валентности). Содержание последнего определялось как сумма его долей по 11-ти элементам. Средневзвешенная величина содержаний элемента осуществлялась по его вкладу в данный тип пород с учетом величины Vр и . Наибольшая проблема при построении модели заключалась в соотношении разных типов пород в пределах гранито-метаморфического, гранулит-базитового и надастеносферного слоев. Для осадочного слоя соотношения песчаников, алевролитов, глинистых и кристаллических сланцев, интрузивных и вулканических пород определялось по разрезам и геологическим картам. В верхней части гранито-метаморфического слоя распределение – гранитов (30–60 %), гранодиоритов (10–20 %), гранито-гнейсов (30–50 %) и основных пород (2–5 %), осуществлялось по величине их вклада в значение Vр и , при этом использовались корреляционные зависимости плотности, скорости и породообразующих элементов, имеющих прямую (AI, Mg, Mn, Ca, Ti, Fe, P) и обратную (O, Si, Na, K, H) зависимости. В нижней части гранитно-метаморфического слоя резко уменьшается доля гранитов (3–7 %), гранито-гнейсов (3–10 %), возрастает роль гранодиоритов (5–20%) и особенно диоритов (50–60 %). В гранулит-базальтовом слое, в верхней части преобладают габбро (50–70 %), доля диоритов уменьшается до 10–15 %, габбро-диориты составляют 20–30 %, базальты 10–20 %. В нижней части гранулит-базальтового слоя возрастает роль основных пород – базальтов (30–50 %), пироксенитов (20–50 %), перидоти- тов (10–15 %) и уменьшается роль габбро (10–15 %), норитов (10–20 %), амфиболиты составляют 3–5 %. Надастеносферный слой в большей мере представлен перидотитами (30–50 %), пироксени-

тами (10–30 %), эклогитами (5–10 %), гранат-пироксенитами (10–15 %), гранат-перидотитами

(10–30 %), гранат-пироксенитами (10–15 %), шпинель-перидотитами (10–20 %), оливинитами

(5–10 %), дунитами (3–10 %), роль базальтов (10–20 %) снижается (Копылов, 2007). На 12-ти построенных моделях отражена закономерность изменений каждого элемента в литосферных слоях (рис. 2). В верхней части земной коры наиболее высокие концентрации  характерны для  O, Si, H и К, в нижней для- Fe, Ca, Ti, Mg последний является типичным представителем мантии, для средней – Al, Mn, Na , P. Приведенные геохимические модели по основным породообразующим элементам не являются жестко фиксированными из-за недостаточно четких критериев по распределению количественных соотношений между различными типами пород в гранито-метаморфическом, гранулит-базальтовом и надастеносферном слоях. Вместе с тем, наблюдается закономерное нарастание основных и ультраосновных пород в гранулит-базальтовом и надастеносферном слоях с преобладанием перидотитов над другими типами ультрабазитовых пород. Под Буреинским массивом верхняя мантия представлена в основном деплетированными гранатовыми перидотитами, а под Сихотэ-Алинской областью недеплетированными шпинелевыми перидотитами (Копылов, 2007). Геохимический спектр элементов в пределах геотраверса, весьма широк, представлен более чем 50 элементами. Мерой количественного накопления элементов служила величина коэффициента концентрации, определяемая отношением среднего содержание элемента для серии пород к кларку его содержаний в земной коре. По величине коэффициента (К) для каждого элемента в пределах серии пород автором определялась возможность участии этих серий в формировании РС. Их  характер и металлогеническая специализация приведена в таблице 2.1.

Таблица  2.1.

Концентрация рудных элементов относительно кларков в рудоносных системах различной металлогенической специализации.                                

Уровень концентрации

Отношение ср. содержаний к

кларку (К)

Металлогеническая специализация рудоносных

систем

Типы месторождений

1

Очень

низкий

3-5

Si, Al, K, Na, Ca, Fe,

Кварциты, алуниты,

железорудные

2

Низкий

6-30

Ti, Mn, S, V, Mg, P, Rb

Титаномагнетитовые,

марганцевые, апатитовые

3

Умеренный

31-300

Ni, Co, Cu, Zn, Pb, Cr, TR, Th,

U, Zr, Nb, Y, Yb, Sc, Pd, Ta

Медноникелевые, полиметаллические,

рассеянные

4

Высокий

301-10000

Sn, As, W, Be, Li, Hf, Tl, Mo,

Au,Ge, Ga, Ag, Pt, Ir, Rh, In, Os

Оловорудные,

золоторудные,

редкометальные,

5

Очень высокий

10001-20000 и >

Bi, Sb, Re, Hg, Cd

Сульфидные

Высокая дисперсия предельных коэффициентов химических элементов обусловлена их  разной способностью к миграции и содержанием в литосфере. Так при формировании РС для элементов 1–2 групп требуется гораздо меньше энергии, чем для 3–5 групп, в связи с этим последние образуются  многоэтапно и длительным путем. Согласно приведенной геохимической характеристике литосферы как среды формирования РС в пределах консолидированной коры при всем многообразии химических элементов круг  минералов, принимающих участие в образовании РС весьма ограничен. К таким минералам относятся: кварц, полевые шпаты, слюды, амфиболы и пироксены. При широких вариациях их содержаний и количественных соотношений в целом, можно говорить о количественной однородности среды формирования РС.

  Кроме геохимических полей, отличающихся интенсивностью (1000–20000 кратных) концентрирования элементов (промышленных рудных тел) в природе более широко развиты геохимические поля со средним (10–100 кратным) и низким (до 10 кратного) уровнями концентрирования. Количество рудных и редких элементов в таких геохимических полях концентрирования, по-видимому, во много раз превышает их массу в геохимических полях интенсивного (промышленного) концентрирования. Так значительными по площади (500–3000 кв.км.) участками повышенных значений в  геохимических, геофизических полях выделяются Комсомольский, Хинган-

ский оловорудные,  Кировский, Березитовый золоторудные и Каларский титанорудные районы, в

то время как рудные зоны в их пределах составляют по площади первые единицы кв.км.

  Эволюция элементов в литосфере. При рассмотрении распространенности геохимических элементов в координатах геологического времени, можно проследить закономерность их изменения в количественном и пространственном отношении. Содержание геохимических элементов в литосфере неизменно зависит от характера происходящих в ней геологических процессов. Вместе с тем на каждом этапе развития Земли как планеты, в том числе и в регионе Дальнего Востока, происходила необратимая эволюция вещественного состава земной коры, литосферы и верхней мантии. Для анализа эволюции в распределении элементов по региону Приамурья были использованы материалы спектральных, силикатных и химических (более 1000) анализов магматических образований разных исследователей и автора.  Для приведения данных к одному уровню был использован коэффициент изменчивости содержаний элементов и окислов, определяемый через кларковые величины для каждой эпохи образования магматических пород. По данным средних концентраций ряда петрогенных и редких элементов в разновозрастных гранитах, гранодиоритах, диоритах и габбро установлен рост количества редких элементов от древних образований к более молодым. Так, содержание Sn в молодых гранитах возрастает вдвое по сравнению с протерозойскими гранитами. Также отмечается увеличение некоторых редких элементов –Li, Nb, Rb, Yb и петрогенных окислов –MgO, К2O, FеO и Fe2O3. Вместе с тем отмечено уменьшение содержаний в гранитах – из петрогенных –CaO, Na2O, из редких – Sr. В древних габброидах фиксируется повышение содержаний петрогенных MgO, CaO, K2O элементов, а также элементов фемического профиля –Ni, Co, Cr и Cu, в молодых габброидах – редких элементов –Nb, Zr, Rb, Sr, Sn, Be, Yb. По коэффициенту изменчивости наиболее высокие градиенты характерны для Fе2O3 и MnO. В целом для Дальневосточного региона в гранитах отмечается величина коэффициента изменчивости часто более единицы, т. е. выше кларковых (по Дэли), за исключением Na2O и K2O, что указывает, вероятно, на происходивший здесь значительный метасоматический процесс. Для габброидов, напротив, характерно превышение над кларковыми содержаний петрогенных окислов –Fe2О3 , FeO, Na2O, K2O, TiO2, за исключением MgО и СаО. Для гранитов молодых и древних комплексов юга ДВ содержания редких элементов, превышающие кларковые значения, характерны для Yb, Sr, Мо, для Sn – только для мезозойских гранитов. Для протерозойских габбро характерно превышение кларковых содержаний Cr, Co, Ni, Cu и Nb.

Глава 3. Барьеры и их роль в образовании рудоносных систем и месторождений

Барьерные явления имеют весьма широкое развитие в происходящих в литосфере процессах Земли как на макроуровнях, так и на микроуровнях. Барьеры возникают в эндогенных, экзогенных процессах и представляют собой различные граничные поверхности от плоской линии до объемных структур и имеют много общих черт. Вместе с тем, в литературе вопросу барьеров уделено мало внимания, это особенно касается рудных процессов, происходящих в эндогенных условиях.  Данная работа представляет собой дальнейшую разработку анализа барьерных явлений применительно к эндогенным условиям,  где влияние последних весьма велико при локализации руд (Копылов, 1997; 2001; 2009; 2010).

Методика исследований. Изучение эндогенных (петрофизических, геодинамических, электрохимических) барьеров базируется на данных измерений автором физико-механических, электрохимических свойств на образцах и в естественных условиях на коренных выходах, канавах, расчистках, траншеях, штольнях в пределах Комсомольского, Хинганского, Баджальского оловорудных, Кировского, Березитового золоторудных, Каларского титанорудного районах и Янканских золото-меднорудных и колчеданных проявлений. На образцах производилось измерение плотности, магнитной восприимчивости, пористости, удельных электрических сопротивлений, поляризуемости, скорости продольных сейсмических волн, прочности, влагонасыщенности, электрохимической активности , пьезоактивности, на рудных минералах (пирит, арсенопирит, халькопирит, пирротин, магнетит) – электронно-дырочной проводимости и электрофизических характеристик ранней стадии ВПРС, ЧИМ, МДИ. На ориентированных образцах проведено изучение анизотропных свойств (скорости и проводимости) вмещающих пород и метасоматитов. По Комсомольскому району было охвачено изучением петрофизических свойств около10000 образцов, из них –510 ориентированных, по Хинганскому – около 6000, по Каларскому около 5000, Кировскому –1250, Березитовому – 1850, по Янканскому – 1650, из них 120 ориентированных.

Барьеры рудоотложения. Вблизи границ различных сред возникают области с контрастными  свойствами, в которых происходят резкие изменения физико-химических процессов; эти области называются барьерами. По условиям проявления барьерных явлений представляется наиболее целесообразным произвести подразделение барьеров на два больших класса: экзогенные и эндогенные, а по масштабам их проявления– на микробарьеры и макробарьеры. Для эндогенных барьеров при их возникновении характерны условия  высоких температур и давлений. Они развиваются в магматических, метаморфических образованиях при действии горячих гидротермальных и флюидных растворов. Экзогенные барьеры образуются в зонах гипергенных процессов, в озерных, морских, лагунных условиях. Их характеристика и систематика наиболее полно приведена А.И. Перельманом (1968) для зоны гипергенеза. По размерам барьеры весьма различны.  К макробарьерам следует относить барьеры, на которых происходит накопление значительных масс рудного вещества с возможным образованием рудопроявлений и месторождений. Образование микробарьеров происходит как на атомном уровне, так и на барьерах с малой концентрацией элементов. К этим типам барьеров можно отнести почвенные иллювиальные горизонты, в которых формируются вторичные ореолы многих рудных элементов. Также к микробарьерам относятся различные пленочные барьеры на поверхности водной глади рек, озер и т.д. Образование барьеров происходит на микроуровнях, так возникают область дырочной и электронной проводимости (p-n)  среди металлов, являющейся основой теории полупроводников. Другим барьером на микроуровне является граница между металлами и вмещающей средой, водой и др. Так, в кубическом сантиметре металлического кристалла, для примера золота, существует около 1022 свободных электронов, которые могли бы его покинуть за 1,3 секунды согласно расчета, если бы не было для них барьеров (Копылов, 2007).

       Петрофизические барьеры рудоотложения определяют морфологию рудных тел. При локальном прогнозировании большое значение придается физико-механическим свойствам пород и палеотектоническим полям напряжений. Не вдаваясь в описания широкого спектра пород, можно выделить для всех рудных районов независимо от типа и масштабов рудного процесса, четыре типа структурно-петрофизических барьеров (рис. 3–6). К первому типу следует отнести наличие в верхней части разреза прочных, плотных, слабо пористых пород, являющихся своеобразной покрышкой–барьером в форме горизонтальных слоев, горизонтов. Типичным примером этого типа структурного барьера в Комсомольском оловорудном районе являются породы амутской свиты, представленные андезитами и их туфами. Подстилающие породы холдоминской свиты, сложенные конгломератами, туфоконгломератами, туфопесчаниками, представляют собой по физико-механическим свойствам благоприятную среду для рудоотложения. Второй тип барьеров имеет противоположное сочетание. Верхняя часть разреза более пористая и проницаемая для гидротермальных растворов по сравнению с нижней частью разреза. На границе этих двух петрофизических групп пород происходит резкое падение давления флюидной и газовой фаз, и выпадение из раствора рудного вещества.  Третий тип рудовмещающего разреза характеризуется сравнительно однородным литологическим составом, но имеет резко выраженную анизотропность пород. Этот тип петрофизического барьера характерен для многих золоторудных, оловорудных, железорудных районов. Наиболее ярко этот тип барьеров проявлен в Комсомольском, Хинганском оловорудных, Верхне-Селемджинском, Уркиминском золоторудных районов, где он выражен в эшелонированных тектонически ослабленных зонах. Условия рудообразования здесь происходили в зонах контрастных смен петрофизических параметров, пористости, микротрещиноватости, морфологии пор и др. Четвертый тип петрофизических барьеров – это латеральные и вертикальные неоднородности, особенно характерные для вулканических образований. Эти барьеры в большей степени контролируют вкрапленные рудообразования, о чем свидетельствует наличие неравномерной сульфидной, главным образом, пиритовой минерализации в пределах Амутской, Хинганской, Хаканжинской, Покровской и др. ВТС.

Геодинамические барьеры (рис. 7–8) связаны с активными тектоническими процессами, которые определяют масштабы и темп перемещения минерального вещества и растворов (Копылов,2007; Старостин, 1990). Движущей силой служит избыточное давление во флюидной фазе, которое приводит к отгонке минерализованных растворов в трещинные зоны. Геодинамические

барьеры (растяжения, сжатия и смешанные) образуются при двух тектонических режимах: растя-

жения и сжатия. Для условий растяжения характерно возникновение складок поперечного изгиба

при вертикальных блоковых движениях. Сжимающие условия в этом случае ориентированы вертикально и веерообразно расходятся в стороны от положения оси нагрузки. Первый тип геодинамического барьера особенно характерен для зон минерализации Хинганского, Баджальского, Березитового и др. рудных районов (Копылов, 2007). В общем случае подобные барьеры рудоотложения имеют место в рудных полях, не только в оловорудных, золоторудных, но и других районов, связанных с интрузивными и субвулканическими телами. Для барьеров второго и третьего типов характерно изменение физико-механических свойств в широком диапазоне. Наиболее оптимальными петрофизическими характеристиками для барьеров будут толщи, сложенные вулканическими образованиями мела с хрупкими и слабопластическими свойствами. Динамика интрузивно-купольных и очаговых структур и связанных с ними геодинамических барьеров проанализирована автором в Комсомольском рудном районе, по данным ДП масштаба 1:10000. По результатам анализа зон развития трещиноватости четко выделяется Амутская очаговая структура, Силинская, Капральская, Пурильская, Элиберданская интрузивно-купольные структуры. В пределах выделенных структур низкими значениями сопротивлений фиксируются барьеры растяжения, выраженные ослабленными тектоническими зонами концентрической конфигурации и радиальными разломами. Наиболее четко в поле к фиксируются зоны растяжения концентрического характера в виде концентров, указывающих на многоэтапность происходящих подвижек. 

Барьеры летучих возникают с момента кристаллизации интрузии. На ее основании, оставшиеся ниже летучие в ходе дальнейшей кристаллизации в основном своем объеме будут отжиматься в глубинные части интрузии, создавая ниже еще одну зону низкотемпературных расплавов (Таусон, 1977). В нижнем очаге низкотемпературных расплавов уровень концентрации фтора, воды и летучих и связанных с ними редких элементов, вероятнее, будет ниже, чем в верхнем очаге, куда летучие частично будут поступать снизу, через барьер зоны начальной кристаллизации.

Гравитационно-сегрегационные барьеры возникают при сингенетическом образовании руд. Скопление минералов на ранней стадии кристаллизации магм происходит по размерности, по плотности и форме частиц. Возникновение барьера происходит за счет разности скорости движения растворов, разности температур образования минералов, и соответственно вязкости растворов. Наиболее тяжелые рудные частицы под действием сил гравитации опускаются в нижние части пластовых рудных тел.

Литостатические барьеры давления играют весьма существенную роль при образовании и размещении метасоматических пород и руд. Установлено, что породы на глубинах 1–6 км (глубины формирования месторождений), находятся в напряженном состоянии под влиянием давления вышележащих толщ и остаточных деформаций. Так, по данным экспериментальных исследований автора (на пластах глин и 10 –20 листах бумаги при сдавливании),  в антиклинальных структурах величина напряженного состояния пород гораздо меньше по сравнению с крыльями сладок. Давления среди горизонтальных слоев сильнее, чем среди крутопадающих.

При стратиформном образовании руд (Fe, Ni, Pb, Zn, Cu) их отложение происходит на барьерах окислительно-восстановительного типа за счет разности потенциала. Главным окислителем является вода, так как при большом количестве воды прекращается кристаллизация пироксена и возможно выпадение меди, железа и других минералов.

       Окислительный барьер образуется при значительном доступе кислорода, за счет поступления вадозных вод. Пропилитизированные породы резко отличаются от биотитизированных роговиков и биотитизированных пород, хлорит-серицитовых метасоматитов более значительным уровнем окисления железа. Благодаря этому на границе вышеперечисленных метасоматически измененных пород создается окислительный геохимический барьер, благоприятствующий распаду комплексных соединений золота, олова и осаждению руд. 

Электрохимические барьеры образуются в области электрических полей, которые участвуют в перемещении заряженных частиц и накоплении их на соответствующих полюсах поля. Накопление элементов может происходить в пределах локальных областей – полюсов, а также на всех вышеперечисленных барьерах, усиливая это накопление за счет энергии электрического поля.

       Среди локальных электрических полей (ЕП) автор (Копылов,2010) выделяет гальванические, фильтрационные, диффузионно-адсорбционные барьеры. Гальванические электрические поля образуются на границе раздела электронных проводников с жидкой фазой. Различие в величине скачка электродного потенциала в различных частях электронного проводника приводит к возникновению градиента потенциала. В качестве электронных проводников в земной коре могут быть графитизированные, углистые породы, магнетитовые, пиритовые, пирротиновые и другие сульфидные образования. В основу решения теоретических вопросов при исследовании электрохимических барьеров положена теория явления вызванной поляризации, диффузионных потенци-

алов и электрохимических процессов (Гольдберг, 1988). Описание физико-химических процесс-

сов в горной породе базируется на принципах, разработанных в коллоидной химии, электрохимии и физике твердого тела.

Изучение характера электрохимических барьеров автором проводилось при постановке метода диффузионного потенциала (МДИ), сущность которого заключается в том, что на границе двух сред возникает диффузионный потенциал (ДП) за счет разницы коэффициентов диффузии. К настоящему времени в геофизической литературе нашли отражение ряд теорий и гипотез  объясняющих электрохимическую активность горных пород на основе рассмотрения диффузионных и  мембранных потенциалов, деформации двойного электрического слоя, поверхностной поляризации глинистых частиц (Геннадик, 1974). В зарубежной литературе принято поляризуемость ионопроводящих пород объяснять «мембранными потенциалами», суть которых состоит в выносе из активных зон (мембраны–диффузная часть двойного электрического слоя) ионов и скопления их у мембран. Влияние электроосмоса на электрохимическую активность пород впервые отмечено А.С. Поляковым (1951), который указывал на возможность появления свободных зарядов в области резкого изменения скорости электроосмотического течения жидкости. Деформация двойного электрического слоя заключается в сносе с поверхности зерен диэлектрика из диффузионной части двойного электрического слоя катионов и скопление электрических зарядов за зерном.

       Статические и динамические барьеры. Во многих случаях барьеры не являются фиксированными, а передвигаются, в связи с этим следует различать два типа барьеров– фиксированные (статические) и подвижные (динамические). У фиксированного барьера пространственное положение не изменяется за весь период его существования. Динамический барьер образуется вместе с движущимся потоком. Так при остывании гидротермальных магматических растворов возникает динамический температурный барьер, с потерей давления связан движущийся геодинамический барьер. В потоке гидротерм при прохождении различных литологических разностей за счет ассимиляции вмещающих пород происходит образование разных динамических барьеров кислотного и щелочного типов.

Существенную роль экранов при рудоотложении играют и зоны разломов. Для каждого района, узла, рудного поля и рудного тела их роль индивидуальна. Для Комсомольского района это активные разломы преимущественно северо-восточного, северо-западного простираний; для Хинганского и Баджальского – северо-восточного, для Северной Сихотэ-Алинской области – северо-западного и северо-восточного. В общем случае вырисовывается система диагональных разломов, которые играют роль барьеров. Это указывает на общие принципы условий напряжений и деформаций, в которых происходило формирование золоторудных, оловорудных, титанорудных систем и месторождений юга ДВ.

Глава 4. Физико-геологические модели рудоносных систем

Исследования закономерностей формирования рудоносных систем в пределах юга ДВ, проводились автором в процессе поисковых геолого-геофизических, геохимических, петрофизических и  разведочных работ в течение тридцатилетнего периода. Более детально и целенаправленно изучались РС оловорудных месторождений: Комсомольского, Хинганского, Баджальского, Дусе-Алинского районов, с отбором образцов (по поверхности, скважинам и штольням) на петрофизические, петрографические, петрохимические, геохимические исследования. Кроме того, большинство оловорудных районов было охвачено глубинными геофизическими исследованиями. При составлении корневых частей моделей РС были использованы данные глубинных исследований МОВЗ, ГСЗ, МТЗ, ДОЗ, ВЭЗ, g, , проводимых ФГУП «Дальгеофизика» (с участием автора), ИТиГ и другими производственными и научными организациями.

Методика исследований.  Построение РС проводилось поэтапно. Верхняя часть (1–2 км) РС строилась по данным наземных и разведочных геологических, геохимических, геофизических, петрофизических исследований. На плоскость разреза выносилась фактурная часть: метасоматически измененные породы, содержание рудных элементов, петрофизические и каротажные параметры, данные ВЭЗВП. По совокупности этих данных определялось наличие различного рода барьеров – экзогенных (геохимические), эндогенных (петрофизические, геодинамические, термодинамические, литостатические, электрохимические и др.) и возможные изменения на этих барьерах морфологии рудных зон и содержаний рудных и сопутствующих элементов. Средняя часть РС (1–25 км), отвечающая в большинстве случаев области переноса рудоносных растворов, строилась по данным глубинных геофизических исследований (g, , ДОЗ, ВЭЗ, МТЗ, МОВЗ) с учетом геологической среды и структурных позиций рудных районов. Нижняя, очаговая часть РС построена по данным МТЗ, МОВЗ, g, ГСЗ с учетом существующих представлений и данных других исследователей  (Ю.И. Бакулин, Л.В. Эйриш, Н.П. Романовский, В.И. Синюков).

Систематика РС проведена по формационному и генетическому признакам. Согласно этим признакам  вмещающие породы (осадочные, интрузивные, вулканические, метасоматические и метаморфические), слагающие РС, должны быть тесно парагенетически (генетически) связаны друг с другом, как по возрасту, так и в пространственном отношении и соответствовать определенным стадиям геотектонических циклов. Исходя из традиционно принятой классификации, месторождения делятся на эндогенные и экзогенные. По мнению автора, следует сохранить этот подход и к типизации РС. Эндогенные РС, как и рудные месторождения, разделяются на множество классов, наиболее крупные из них: магматогенные, магматические, гидротермальные и метаморфогенные рудоносные системы (Синюков,1987; Копылов, 2004).

К магматогенно-рудоносным системам (МРС) следует относить те, которые сингенетически образовались с вмещающими породами в результате одного и того же геологического процесса, т.е. собственно магматические месторождения (сегрегационные, ликвационные и др.). Локализация таких месторождений происходит путем кристаллизации минералов непосредственно из магматического расплава в раннюю (эвмагматическую, сегрегационную) и в позднюю (гистеромагматическую) стадии. Для МРС характерна минерализация фемического профиля (месторождения никеля, хрома, кобальта, титана, меди и др. элементов ). Титаномагнетитовая формация в основных породах по генезису относится к позднемагматическим рудоносным системам (ПМРС). Месторождения залегают в массивах габбро-анортозитов. Руды вкрапленные, реже массивные представлены ильменитом, магнетитом, титаномагнетитом, минералами ванадия и апатитом. Примером таких месторождений на юге ДВ могут служить месторождения Большой Сэйим, Куранахское, Саиктинское, Маймаканское, Геранское, Джанинское и др. Формация медно-никелевых и кобальтовых руд по генезису образования также относится к поздним МРС. Месторождения вкрапленных и жильных руд представлены пирротин-халькопирит-пентландитовыми минеральными ассоциациями, локализованными в габбро, норитах, реже пироксенитах (на юге ДВ рудопроявления Кун-Манье, Няндимакит; месторождения Норильское, Талнахское, Мончегорское, Сэдбери, Томсон и др.).

Внедрение габбро-анортозитовых массивов происходило по шовной зоне Станового регионального разлома, возникшего в результате сдвигового растяжения между Евразийской и Амурской литосферными плитами (рис. 9). В эти швы,  имеющие мантийное заложение, внедрялись глубинные андезито-базальтовые магмы. При дальнейшем сжатии шовные зоны смыкались на глубине ( за счет менее жестких блоков) и массивы приобретали безкорневую форму. В процессе дифференциации и кристаллизации массивов происходило их расслоение, наиболее плотные перидотитовые, оливиновые, пироксенитовые породы опускались к подошвенной части, а более легкие (габбро лейкократовое, габбро-андезиниты, анортозиты) поднимались к кровле массива. Одновременно происходило и отложение рудной минерализации Fe, Ti, V, Р. На построенном автором рис. 9.  показаны векторы скоростей опускания гравитационно-сегрегационного процесса отложения рудной минерализации под действием  силы тяжести и конвекционных потоков вязкой магмы на примере формирования РС Каларского габбро-анортозитового массива. Наиболее интенсивно отложение руд (Fe, Ti, V) происходило при кристаллизации пироксенитов, норитов и габбро-меланократовых пород.

Термин магматическая рудоносная система (РМС) отвечает рудным системам, в которых парагенетическая связь рудного вещества с магматизмом является наиболее очевидной. Наличие РМС в большой степени служит решающим фактором для образования гидротермальных место- рождений, охватывающих один из главных классов эндогенных рудных месторождений. Внутри

РМС может быть выделено множество подсистем – пегматитовые, карбонатитовые, скарновые,

грейзеновые, порфировые и др. Для месторождений, образованных в рамках этих систем, характерно широкое развитие минералов, богатых летучими минерализаторами (Н2О, F, B, Cl, S), щелочами, а также литофильными редкими элементами.

Пегматитовые РС являются основным поставщиком комплекса редких металлов (Li, Rb, Cs, Ta, Nb, Be, Sn, U, TR); в пределах кристаллических щитов они связаны с зонами высоких фаций метаморфизма и с определенными литологическими толщами пород. Отличительной особенно-

стью пегматитовых месторождений является развитие специфических крупно- и гиганто-зернистых структур, с общей тенденцией к проявлению зональности во внутреннем строении.

Карбонатитовые РС приурочиваются к особым формациям пород – карбонатитам, пространственно и генетически связанным со сложным комплексом пород ультраосновного щелочного состава. Карбонатиты входят в состав сложных интрузивных комплексов вместе с ультраосновными, щелочными породами, также они часто выполняют вулканические аппараты ультраосновного и щелочного составов. Большинством исследователей карбонатиты рассматриваются как продукт сложной дифференциации глубинного мантийного вещества в пределах гранито-гнейсового слоя земной коры. Ярким примером карбонатитовых РС может служить Алгаминское месторождение циркония, расположенное в пределах Учуро-Майской плиты. Месторождение пространственно приурочено к обрамлению Игилийского массива центрального типа (диметр около 6 км), ядро которого представлено штоком шорломит-эгириновых ийолит-пегматитов и широким метасоматическим ореолом фенитов. В пределах массива развита разнообразная минерализация – редкоземельная, ниобиевая, циркониевая, золотая, платиновая и фосфорная (Копылов, 1997).

Скарновые РС можно разделить на три фации: магнезиальные, известковые и марганцевые (Шабырин, 1984). В зависимости от минерального состава скарны подразделяются на простые,  сложного состава и на мономинеральные. В генетическом отношении скарны могут быть подразделены на метасоматические, автометасоматические (автоскарны) и реакционные (последние подразделяются на диффузионно-биметасоматические и контактово-инфильтрационные). Известково-скарновые месторождения (магнетитовые, свинцово-цинковые, вольфрам-молибденитовые, оловянные, золотые, борные и др.) локализуются в известковых скарнах, апоскарнах и околоскарновых породах.

Известковоскарновые месторождения характерны для складчатых областей различного возраста. Одним из ярких примеров, является месторождение Тетюхэ (Сихотэ-Алинский район), залегающее в вулканогенно-осадочных образованиях с горизонтами известняков в нижней части разреза. Это месторождение относится к галенит-сфалерит-скарновой формации и представляет Кавалерово-Дальнегорскую рудоносную систему. В пределах Дальневосточного региона скарновые проявления и месторождения наиболее многочисленны в обрамлении Алданского щита. Здесь выделяется Кет-Капский золоторудный район, в котором преимущественным развитием пользуются скарновые месторождения золота.

Альбитовые и грейзеновые рудноносные системы являются источниками многих редких металлов – бериллия, лития, олова и вольфрама. Месторождения локализуются в небольших апикальных выступах кислых и щелочных пород, подвергшихся щелочному метасоматозу и грейзенизации. Под воздействием гидротермальных растворов с температурой 650–300С на глубинах 1,5–4 км происходит отложение редкометальной минерализации (Таусон, 1977).

Гидротермальные рудоносные системы (ГРС) связаны с восходящими горячими водными растворами (гидротермами), иногда с участием газов, возникающими обычно в связи с процессами остывания и затвердевания магмы, внедрившейся в земную кору на глубине. Отложение минералов происходит при понижении температуры и давления и при химическом взаимодействии растворов с боковыми породами, а также с растворами иного состава.

Вулканогенно-гидротермальные (ВГРС)  широко представлены в Тихоокеанском металлогеническом поясе в пределах Охотско-Чукотского, Восточно- и Западно-Сихотэалинского, Хингано-Охотского вулканических поясов, контролируемых зонами глубинных разломов. ВГРС образуются по данным геофизических исследований на больших глубинах (50–70 км), локализация же месторождений происходит в близповерхностных условиях синхронно с процессами вулканизма и относится к открытым системам. Они связаны с развитием андезит-дацитового магматизма в вулканических поясах. В составе Американского сегмента Тихоокеанского пояса с ВГРС связаны золото-серебряные месторождения (Крипл-Крик, Комсток – США), свинцово-цинковые с серебром (Пачука, Вета Медрс – Мексика), олово-серебряные (Потоси, Оруро, Лалагуа – Боливия), олова (Джалинда – РФ), золота и серебра (Охотско-Чукотский пояс), ртутные и медные (Чукотка, Япония). В размещении их важную роль играют кальдеры и вулкано-купольные структуры. Многие Au-Ag и Sb-Hg месторождения располагаются в вулкано-тектонических депрессиях и часто приурочены к жерлам вулканов. Представителями такого типа месторождений являются Покров-

ское, Нонинское, Хаканджа, Чачика на юге Дальнего Востока, Карамкенское на Северо-Востоке,

Мутновское на Камчатке и др.

Особый интерес представляют рудоносные системы (золото-серебряные), связанные с алунитовыми полями (Мишин, 2003). Представителями этого типа месторождений являются Белая Гора, Бухтянка на Нижнем Амуре, Красивое, Светлое, Девокша в Охотском районе. Вторичные кварциты золото-серебрянных месторождений располагаются исключительно среди покровов и субвулканических образований. Вторичные кварциты образуются на последних стадиях развития ВТС, когда уже сформирована вулканическая постройка, но подводящие каналы еще открыты, по ним к поверхности поднимаются газо-жидкие гидротермальные растворы. Встречаясь с вадозными водами, они вскипают, образуя поровые шапки, которые фиксируются в большинстве малоглубинных гидротермальных систем. Уровень вскипания гидротерм является барьером летучих, на котором происходит осаждение рудных элементов. Модель этой рудоносной системы рассмотрена на примере золоторудных месторождений Красивое, Светлое с использованием геофизических исследований. В общем виде выделяется следующая зональность (снизу вверх): 1 – кварц-каолинитовая фация; 2 – вторичные кварциты, представленные диккитовой, алунитовой и монокварцевой фациями; 3 – кремнисто-каолинитовая фация. Самую верхнюю часть метасоматической колонки образуют адуляр-кварцевые метасоматиты. В целом с глубиной уменьшается содержание кварца и адуляра, и возрастает роль гидрослюд и пирита.

Плутоногенно-гидротермальные рудоносные системы (ПГРС) образуются в глубинных условиях при проявлении корового гранитоидного магматизма в средние и поздние этапы развития геосинклиналей (Смирнов, 1981). Оруденение ПГРС связано с кислыми и средними магмами, которые представляют собой полигенные расплавы, возникающие при плавлении более ранней континентальной коры. Автор полагает, представителями этого типа среди золотых месторождений могут быть Одолго, Успенское, Золотая Гора, Перевальное, Новая Аляска, залегающие в зонах глубинных разломов. Рудные тела представлены кварцевыми жилами с вкрапленностью пирита (1–15 %), реже пирротина и магнетита, галенита, с содержанием золота в среднем 3–9 г/т.

Гидротермально-осадочные рудоносные системы (ГОРС) характеризуются совмещением гидротермального эндогенного источника рудного вещества и осадочного способа его накопления. Гидротермы могут зарождаться как при вулканических, так и при интрузивных процессах, они могут мобилизовываться из осадков и поступать из мантийных источников. Рудные системы этого типа формируются синхронно с накоплением осадков, поэтому могут быть отнесены к типу сингенетичных или стратиформных, так как взаимоотношение рудных залежей и осадков – согласное. По способу накопления рудного вещества в ГОРС можно выделить класс седиментационный (гидротермально-осадочный) и комбинированный (гидротермально-осадочно-метасоматический). Для первого характерно образование слоистых руд, которые осаждаются из рудного вещества, снесенного в сторону от выходящих гидротермальных растворов. В формировании руд второго класса участвуют продукты гидротермально-осадочного и гидротермально-метасоматического рудообразования. Массивные рудные залежи образуются непосредственно на выходах газово-гидротермальных растворов. Отложение руд происходит на дне замкнутых котловин, преимущественно в виде коллоидных рудных осадков синхронно с накоплением вулканогенного и хемогенного материала. Процесс рудоотложения происходит хемогенным путем на границе раздела донные осадки – морская толща, в зоне резкого изменения физико-химических условий (Р, Т, потеря газовой фазы). В дальнейшем на стадии диагенеза рудные илы претерпевают сложные преобразования, перекристаллизацию в тонкодисперсные кристаллические агрегаты. Наиболее известные гидротермально-осадочные месторождения этой формации – медно-колчеданная, колчеданно-полиметаллическая, железорудная, железо-марганцевая. Этого типа формации известны в Приамурье – рудопроявление медно-колчеданных руд Старый Янкан, железо-марганцевые и железорудные – Поперечное, Кимканское, Сутара, Костеньгинское и др., в Японии типа Куроко, в Испании Рио-Тинго, на Урале – Сибаевское.

Осадочные рудоносые системы (ОРС) образуются в процессе отложения металла на дне разного рода водоемов, с последующим преобразованием вещества на стадии диагенеза и катагенеза. Рудное вещество поступает в ОРС в результате различных происходящих процессов: на суше в результате выветривания, эрозии, вулканических извержений; на море и в озерах – в виде выпадения солей и рудных элементов. По условиям рудообразования ОРС можно выделить четыре типа: 1) обломочно-осадочные, 2) хемогенно-осадочные, 3) биогеные и биогенно-осадочные, 4) гидротермально-осадочные. Осадочные системы обычно имеют сложный генезис и формируются в течение длительного периода, проходя стадии седиментации, диагенеза и катагенеза. Особенность образование ОРС исследованы автором на примере железо-марганцевых руд в бассейне  Малого Хингана при разведке железорудных и марганцевых месторождений и рудопроявлений урана, фосфора.

Метаморфогенный тип рудоносной системы (МТРС) представляет собой сложную систему образований, в которых минерализация связана с региональным, контактовым динамометаморфизмом, где основными факторами служат давление и температура (Буряк, 2002;Копылов, 2002). Наибольшее значение для формирования метаморфогенных месторождений имеет прогрессивный метаморфизм, при котором происходят различные изменения не только формы, но и состава рудных зон, тел. Такого рода изменения установлены в метаморфизованных колчеданных, марганцевых, стратифицированных медных и других типах месторождений. К подтипам МТРС следует отнести метаморфизованные и метаморфические рудоносные системы. В метаморфизованных рудоносных системах развиты процессы контактового и регионального метаморфизма, связанные в первом случае – с внедрением интрузий различного состава, во втором – с изменением Р и Т условий. Особенность формирование МТРС рассмотрена на примере золоторудных районов Алданского щита и Буреинского срединного массива. Обобщенная геодинамическая модель метаморфической и метаморфогенной систем поострена автором по геологическим, геофизическим и петрографическим исследованиям.

Особенности образование РС в сводовых и депрессионных структурах. Два типа геодинамических условий формирования РС рассмотрим на наиболее хорошо изученных и многочисленных месторождениях золота и олова на юге ДВ. Золоторудные районы юга ДВ расположены в различных структурно-тектонических обстановках и, соответственно, формирование РС происходит в разнообразных условиях. По проведенному анализу геодинамических условий были выделены следующие типы РС: 1) образующиеся в сводовых поднятиях метаморфических пород фундамента (типа метаморфических куполов); 2) в сводовых поднятиях с образованием  преимущественно интрузивно-купольных структур, в меньшей степени – вулканических структур; 3) с образованием только ИКС; 4) с проявлением депрессионных вулканических структур. Во многих случаях РС имеют сложный наложенный характер совмещенных типов 2 и 3, 2 и 4 и других сочетаний. Ниже приводятся характеристика  и особенности строения каждого типа РС золоторудных районов (Копылов, 1997).

  Гонжинский золоторудный район (1-тип) располагается в пределах одноименного выступа, по периферии которого расположен ряд золоторудных узлов: Инимский, Талахи-Кутичинский, Улунгинский, Ольгинский, Боргуликанский и Игакский. Глубинные сейсмические и электроразведочные профили (рис.10) отражают важнейшие черты тектоники региона, расположенного в зоне коллизии Становой складчато-блоковой области и структур Буреинского массива, трансформированной через зажатые между ними комплексы Амуро-Охотской складчатой системы. Модель рудно-магматической системы Гонжинского золоторудного района представляет собой колоннообразную структуру, уходящую корнями в верхнюю мантию (рис. 10). С позиции штамповых дислокаций, сооружение Гонжинского выступа связано с внедрением гранитоидных плутонов (обязательных элементов РМС), которые обусловливают деформации поперечного изгиба в породах кровли и куполообразование. Согласно экспериментальным данным В.И. Старостина в геологических телах, деформируемых путем поперечного изгиба, возникают по вертикали две зоны: внешняя – растяжения и внутренняя – сжатия, которые разделяются нейтральной поверхностью. Степень относительной проницаемости среды возрастает снизу вверх в пределах каждой из зон. Зона растяжения фиксируется развитием массовых жильных систем, ветвящихся по восстанию. Это наиболее продуктивный интервал рудовмещающих структур, где развиты мало сульфидные кварц-адуляровые, кварц-золоторудные метасоматиты, залегающие среди кварц- гидрослюдистых с адуляром или без него (Копылов, 2002).

Купольно-очаговые структуры выступа характеризовались интенсивной магматической деятельностью, на ранней стадии которой были сформированы интрузии мезоабиссального верхнеамурского и гипабиссального буриндинского комплексов раннемелового возраста. Источником золота в пределах Гонжинского выступа и его обрамления, по-видимому, является мантийный плюм, вмещающие породы и продукты их фракционирования.

Кет-Капский золоторудный район ( 2–тип) расположен в пределах Алданского щита, где преимущественным развитием пользуются скарновые месторождения. Тектоническая активизация,

достигшая максимума в раннем мелу, привела к интенсивному воздыманию Кет-Капского поднятия – вала, формирующегося по зоне трансформного разлома. Кет-Капский вал имеет субширотное простирание и прослеживается в геофизических полях и в рельефе на протяжении более  200 км. В тектоническом плане Кет-Капское поднятие имеет блоковое строение и состоит из серии мелких поднятий – Метропольского, Улаханского, Юртового, ограниченных разломами широтного и субмеридионального простирания. Субширотный трансформный разлом, по которому происходило формирование Кет-Капской орогенной структуры, определил не только общую субширотную ориентацию, но и основные особенности ее внутреннего строения. При формировании Кет-Капского вала в условиях сжатия в южном направлении происходило образование надвиговых структур. При интенсивном орогенном воздымании вала образовывались  интрузивно-купольные структуры (ИКС): Чайдахская, Улаханская, Юртовская, Юньская, Даньская, Дарьинская, Томптоканская, Чумиканская, Букидяхская. Возникали и сопровождающие их компенсационные депрессионные структуры, по которым шло внедрение вулканического магматизма (Улаханская, Бокурская кальдеры). Очаговые структуры четко выделяются в морфологии рельефа и хорошо дешифрируются на космических фотоснимках и отчетливо картируются по данным геофизических исследований (, g, U, Th, K). Месторождения и рудопроявления локализуются преимущественно в битуминозных известняках и доломитах юдомской серии венда и тумулдурской свиты нижнего кембрия.

Охотский золоторудный район (3 и 4 типы) располагается в центральной части Охотско-Чукотской золотоносной провинции, которая совпадает с одноименным мезозойским вулкано-плутоническим поясом, протягивающимся с ЮЗ на СВ на 3 тыс. км от Удской губы до Чукотского полуострова. Модель РС отнесена к смешанному типу, представленному ИКС и ВТС. В развитии пояса важную роль играли глубинные разломы, обусловившие интенсивную вулканическую и интрузивную деятельность. Вулканические толщи внутренних дуг залегают на позднеюрских, раннемеловых осадочных толщах континентального происхождения, а также на всех более древних комплексах Охотского массива. Вулкано-плутонический пояс частично подчинен конфигурации важнейших глубинных структур разуплотнения и хорошо картируется региональными магнитными аномалиями. В пределах золоторудного пояса (ЗП) развиты преимущественно субвулканические месторождения позднемелового возраста с низкопробным золотом, причем в андезитах это собственно золоторудные месторождения (Авлаякан, Карамкен), в вулканитах кислого состава – золото-серебряные (Хаканджа, Юрьевское, Дукат).

Отмечаются следующие наиболее существенные различия типов и подтипов золоторудных РС: 1) сводовые структуры РС имеют более продолжительный по времени  период формирования по сравнению с депрессионными структурами; 2) рудоносные системы сводовых структур отличаются более пестрым составом интрузивного магматизма – от основного до кислого, происходящим в несколько стадий; 3) сводовые РС сопровождаются, как правило, множеством даек в период появления в сводах структур течения; 4) формирование золоторудной минерализации в РС происходит в несколько стадий, из которых наиболее продуктивными являются чаще всего последние; 5) в сводовых РС рудная минерализация носит, как правило комплексный характер, кроме золота, в промышленных концентрациях встречаются медь, молибден, висмут и др.; 6) первичные ореолы рудных элементов имеют более четкую температурную зональность по сравнению с ореолами в РС, образующихся в депрессионных структурах; 7) метасоматические образования имеют более выраженную температурную, вещественную зональность по сравнению с метасоматитами РС депрессионных вулканических структур; 8) пробность золота, как правило, выше в сводовых РС (750–1000), чем в депрессионных (300–750) структурах; 9) крупность золотин (более 1 мм) в сводовых РС выше, чем в РС депрессионных структурах; 11) отношение Au/Ag имеют незначительную дисперсию величин (1–10) по сравнению с РС (1–50), образующимися в депрессионных структурах; 12) рудоносные системы в сводовых структурах выделяются в геофизических и геохимических метасоматических полях более контрастно, по сравнению с РС, залегающими в вулканических образованиях депрессионных структур.

РС оловорудных районов юга ДВ по данным проведенного анализа, несмотря на общий характер развития (область генерации рудно-магматического очага, области переноса и локализации), разделяются по структурно-тектоническим, геодинамическим признакам. Одни РС (Комсомольская, Кавалеровская, Дуссе-Алинская и др.) образуются в сводовых поднятиях, с проявлением многофазового интрузивного и незначительным объемом вулканического магматизма. Другие РС (Хинганская, Баджальская, Ямалинская и др) формировались при образовании рифтогенных впа- дин, в связи с этим в них проявлена преимущественно вулканическая фаза магматизма, с развити-

ем  в промышленных концентрациях только оловянной минерализации.

       Сводовые РС связаны с разуплотнением вещества вследствие подтока с глубин кремнезе-

ма и щелочей. Они характеризуются рудной зональностью: для олова обычно в своде – кварц-касситеритовая, по периферии – касситерит-сульфидная, промежуточное положение занимает касситерит-силикатная формация. В сводовых рудоносных системах наиболее развит рудно-магматический тип РМС. С ним связаны в начальную стадию месторождения олова, вольфрама, меди, молибдена, свинца. В среднюю стадию происходит «разбиение» сводов вулканическими постройками андезит-дацит-липаритового состава и внедрение щелочно-гранитоидных интрузий. В позднюю стадию происходит распад сводов с образованием на его месте рифтов, с развитием контрастной базальт-липаритовой и субщелочной трахибазальт-трахилипаритовой формации.

Комсомольский оловорудный район по морфологии гравитационного поля рассматривается как единая кольцевая морфоструктура с радиусом 42 км, усложненная наложенными по ее периферии современными депрессиями (рис.11). Причиной глубинного разуплотнения блока в пределах Комсомольского рудного района, могут быть геодинамические условия формирования РС. В  верхней части  консолидированной коры (до глубины 15 км) разуплотнение традиционно объясняется гранитизацией, но по мнению автора, в пределах Комсомольского рудного района, особенно в  верхней части разреза, разуплотнение обусловлено не только  за счет внедрение плутона, но и за счет метаморфизма, метасоматоза пород и насыщения их интрузиями по проницаемой зоне глубинного Комсомольского разлома. По данным МОВЗ,  по характеру инверсных волн VPS, в вертикальной плоскости выделяются столбообразные структуры, отвечающие, вероятно, морфологии глубинных разломов, мощность их на отдельных интервалах достигает более 50 км. По-видимому, зоны глубинных разломов имели различную проницаемость на различных этапах геологического развития. Так, для Комсомольского района режим растяжения земной коры происходил при образовании рифтовой зоны, мантийные расплавы проникали до земной поверхности предпочтительно по стволовым каналам Комсомольского глубинного разлома. С этим связано и образование надразломных вулканических депрессий: Западной, Восточной грабен-синклиналей и Амутской мульды. В режиме сжатия земной коры фронт мантийных расплавов отступал вниз на гип- и мезоабиссальную глубину, где формировалась серия интрузий: Силинская, Лево-Хурмулинская, Курминджинская, Пурильская с образованием РС. В таких условиях потоки газов обусловили преобразования пород, метасоматоз и рудообразование. Условия метасоматоза, метаморфизма и рудообразования на разных уровнях вертикальной колонны, вероятно, были различны, так как изменялись не только Р, Т среды, но и степень окисленности флюида.

Автор, изучая морфологию Комсомольского глубинного разлома (по материалам МОВ, ДЭЗ, , g и геологического картирования) выделил этажи. Верхний этаж (1–2 км), отвечающий  области складчато-боковых дислокаций (рис.11). Для этого этажа характерны: отсутствие четкой морфологии и внешних границ, а в пределах юго-западной части значительное количество катаклазированных, брекчированных и дробленых пород, не сопровождающихся существенной перекристаллизацией. В его центральной части доминирующее развитие имеют зоны субмеридионального простирания протяженностью до 25–40 км, расходящиеся по восстанию в форме сдвигов (обусловленных сжатием всего блока с запада и востока), к которым и приурочиваются все известные месторождения и рудопроявления Комсомольского района. Для второго этажа (2–4 км) характерно преобладание грубого дробления и перетирания пород в швах сместителей, изоклинальное смятие слоистых толщ. Здесь же,  вероятно,  происходит  выклинивание интрузий. Третий и четвертый (4–10 км) этажи представлены мощным стволом зоны смятия мощностью более 20 км, в тектонически-активных швах которых локализуются плагиогранитовые, диоритовые, базит-гипербазитовые интрузии (Копылов, 2008).

В Хинганском оловорудном районе движение флюидных растворов и гранитоидных масс по проницаемым, разуплотненным каналам носило импульсный характер, обусловленный геодинами- ческими условиями. По данным детальных работ МОВЗ наряду с деформациями сжатия (пластические течения, катаклаз, дробление) в обрамлении штока, в широкой зоне развиты трещинные жильные тела радиального и концентрического плана, соответствующие условиям растяжения. Глубинная геоэлектрическая модель Хинганского района рассматривается по материалам МТЗ.

По данным интерпретации кривых МТЗ, с учетом различных способов обработки и интерпретации выделяются три границы. Первый – геоэлектрический горизонт пониженной проводимости располагается на глубине 15–18 км, второй горизонт повышенной проводимости отвечает глубинам 25–30 км. Третий геоэлектрический горизонт повышенной проводимости выделяется предположи- тельно на глубинах 60–80 км, имеет пологое западное падение.

Баджальский рудный район приурочен к центральной части Хингано-Охотского вулканического пояса. В гравитационном поле и по данным морфометрического анализа Баджальский район выделяется как единое сооружение сводового типа, осложненное вулкано-купольными структурами и кальдерными депрессиями. Скоростные характеристики полученные по профилю Свободный–Комсомольск подтверждают наличие здесь относительно низкоскоростной верхней мантии (7,8–8,0 км/с) на всем протяжении, кроме участка Буреинского прогиба, где граничная скорость достигает значения 8,3 км/с. Это означает, что уплотнение коры Буреинского массива можно объяснить эффектом высокоскоростного и, соответственно, более плотного слоя (VГ=7,4–7,9 км/с) в низах коры. Некоторые блоки в пределах структуры имеют аномально пониженную скорость на 0,3–0,8 км/с, что может соответствовать разуплотнению пород на 0,2–0,5 г/см3.

Ямалинский рудный район по гравиметрическим данным располагается в восточной части подковообразной отрицательной аномалии g, обусловленной залеганием на глубине Ямалинского и Дуссеалинского интрузивных массивов. Границы рудного района ограничиваются с запада Селемджинским, с востока–Нимеленским  глубинными разломами,  контрастно выделяющимися в поле силы тяжести.

По результатам  геолого-геофизических исследований, установлено, что депрессионные структуры в Хинганском, Баджальском и Ямалинском районах закладывались в условиях растяжения с образованием глубинных ограничивающих их разломов типа щелевых рифтов. Разломы имеют крутое встречное падение и ограничивают трапециеобразные блоки. В условиях растяжения блоки «проседали» под тяжестью, так как их нижняя часть имела меньшую площадь по сравнению с верхней. По выполненным расчетам, при температуре 700–750 С адиабатическое сжатие может привести к повышению температуры до 100–200 С и более в зависимости от принятых граничных условий. Возможно такой «добавки» окажется достаточно для выплавления мало энергетических магм щелочного типа в условиях действия высоких давлений особенно в присутствии летучей фазы, что вызовет их движение по разломам вверх.

Оловорудные районы в сводовых структурах  с интенсивным проявлением интрузивного магматизма более контрастно выделяются в геофизических, геохимических и петрофизических полях по сравнению с районами в депрессионных структурах, где ведущая роль отводится вулканическому магматизму. Особенности глубинного строения охарактеризованных рудных районов находят отображение  в развитии рудной минерализации, вещественного состава и типов рудных тел.

Глава 5. Специфика прогнозирования РС и  месторождений на региональном, крупномасштабном и локальном уровнях

Анализ пространственного развития проявлений золоторудной, оловорудной, меднорудной и титанорудной минерализации в пределах юга ДВ и характер их связи с магматизмом и геотектоническими условиями формирования определяются главным образом четырьмя факторами: 1) типом земной коры и литосферы, характеризующей степень участия в рудогенезе вещества мантии и коры; 2) интенсивностью развития орогенических процессов; 3) масштабностью и характером проявлений тектоники; 4) вещественным составом вмещающих комплексов. Так, в областях с корой фемического типа следует ожидать развития золоторудных, железорудных, титанорудных систем, а в области сиалической коры – оловорудных и редкоземельных рудных систем, полиметаллических – в области коры переходного типа.

Методика исследований. По результатам проведенного автором анализа установлено для золоторудных комплексов интрузивных пород характерно превышение содержаний натрия над калием,  для оловорудных – калия над натрием;  в золоторудных комплексах содержание железа общего и закисного выше, чем в породах оловорудного комплекса ( Копылов, Романовский,2003). Это, в свою очередь, вызывает изменение  физических свойств. Так для  пород,  золоторудных комплексов, установлено повышение магнитной восприимчивости и коэффициента железистости, соответственно в магнитном поле золоторудные поля отмечаются аномально высокими значениями, а оловорудные, напротив, пониженными, слабо отрицательными значениями Т. Аналогичная картина наблюдается и в гравитационном поле, где золоторудные поля отмечаются относительным повышением поля g, а оловорудные – понижением. В геохимическом поле оловорудные рудные системы выделяются повышением содержаний калия и понижением натрия, для золоторудных – отмечается обратное явление. В связи с вышеизложенным, по гравиметрическим, магнитометрическим, спектрометрическим данным с привлечением результатов петрохимических и петрофизических исследований возможно разделение территорий на существенно фемические и сиалические области. Тем самым возможно производить выделение  потенциально золотоносных, оловоносных и титаноносных рудных систем.

Одним из главных вопросов при прогнозировании является выбор факторов, признаков,

на основе, которых производится крупномасштабное, локальное прогнозирование. Насколько выбранные факторы играют определяющую роль в процессе рудоотложения, настолько будет точен прогноз в отношении выделенных рудных зон, тел. Как показывает опыт прогнозирования в Комсомольском, Кавалеровском, Хинганском, Березитовом, Кировском и других рудных районах, увеличение числа факторов не увеличивает достоверность прогноза, а в большинстве случаев создает дополнительные трудности в методике прогнозирования, в появлении “шумов” и неопределенности в признаковом пространстве (Бакулин, Гагаев, 1982; Копылов, 1997).

В основу поисков в титанорудных, железорудных районах положены количественные характеристики магнитных полей, которые являются прямым методом поисков и прогнозирования. Первичные ореолы Ti; Fe; V и др. сопутствующих элементов служат для разбраковки выделенных аномалий ΔΤ и определения их промышленной значимости (Копылов,1995; 2007).

С целью выявления закономерностей изменения в распределении геохимических элементов, геофизических, петрофизических величин были составлены композитные трехмерные модели по Комсомольскому, Хинганскому, Баджальскому и Ямалинскому оловорудным, Березитовому, Кировскому, Курун-Уряхскому, Кет-Капскому золоторудным, Каларскому титанорудному районам (Копылов, 1997;  2004; 2008).

Из структурных признаков наиболее информативными при выделении проявленной рудной минерализации являются разрывные нарушения, фиксируемые по данным геолого-геофизических исследований. Другим структурным фактором, влияющим на оценку рудоносности площади, является наличие ИКС и ГМК. Они выделяются в поле силы тяжести локальными минимумами, в магнитном – сложными аномалиями изометричной формы, в морфометрии – положительными морфоструктурами и выходами на дневную поверхность штокообразных интрузивных тел. В пределах ИКС и ГМК, как правило, устанавливается поле гидротермальноизмененных пород, которое и служит в качестве одного из основных признаков для поисков месторождений. Гидротермальноизмененные породы согласно проведенному анализу располагаются закономерно в пределах ИКС и ГМК, однако характер этой закономерности меняется от количества фаз при образовании интрузивных тел, от их состава, близости к дневной поверхности и морфологии кровли массива. Ореолы гидротермальноизмененных пород во много раз (до 100) превосходят по площади рудные метасоматиты, вмещающие непосредственно оловорудные, золоторудные тела.

Результаты прогноза. Известно, что при сравнительно небольшом количестве крупных и уникальных месторождений, составляющих около 5 % от общего числа месторождений, на их долю приходится не менее 70 % всех мировых запасов. Крупные и уникальные месторождения олова в пределах Дальнего Востока по данным исследований принадлежат исключительно касситерит-силикатной или смешанной касситерит-силикатно-сульфидной формациям, сформировавшимся в мезозойский период времени. Крупные и уникальные оловорудные, золоторудные месторождения характеризуются значительной протяженностью рудных тел на глубину – до километра и более. Руды этих месторождений характеризуются значительным разнообразием минерального состава, обусловившего проявления целой гаммы минеральных типов, образующих ряды латеральной и вертикальной зональности (Копылов, 2004; 2007).

Одним из ярких примеров уникальных оловорудных месторождений на Дальнем Востоке является Хинганское месторождение представленного на рис.12–14 построенного автором при локальном прогнозировании в Хинганском районе. По геофизическим данным месторождение приурочено к узлу пересечения трех разломов: Хинганского глубинного, имеющего северо-восточное простирание, и оперяющих его северо-западного и северо-восточного. Хинганский разлом имеет крутое (около 70) южное падение, оперяющий его разлом – вертикальное, к которому и приурочено собственно Хинганское месторождение.

Локализация крупных и уникальных месторождений золота подчинена различным палеогеодинамическим режимам развития коры. Отличие в их размещении от рядовых месторождений заключается, главным образом, в масштабах развития рудовмещающих нарушений, наличии вблизи крупных разломов, узлов их пересечений. Благоприятными для локализации крупных и уникальных месторождений являются рифтогенные и депрессионные структуры, где рудоотложение протекает в долгоживущих относительно открытых геологических структурах с площадями палеобассейна не менее 100500 км и активной седиментогенно-эксгаляционной деятельностью. Общими закономерностями Карлинского типа месторождений являются высокие золото-серебря-

ные отношения (1:10), площадные геохимические аномалии мышьяка и бария. Рудные тела

представлены залежами пластообразной формы с рассеянной прожилковой и тонкодисперсной минерализацией золота (1,6–3,2 г/т).  Особый интерес вызывает рудоносность в черных сланцах (существенно углеродистых), которые выступают в качестве благоприятной среды для локализации крупных месторождений золота, платины, урана. Платино-золотоносные руды черносланцевых толщ относятся к категории относительно бедных, но их прогнозные ресурсы характеризуются крупными масштабами (сотнями, тысячами тонн). Также крупные месторождения золота могут быть связаны с проявлением алунитов. Промышленная ценность этих руд связана с зонами обогащения, обусловлена развитием эпигенетических рудно-метасоматических процессов.

Титанорудная минерализация в пределах  Дальневосточного региона  тесно ассоциирует с анортозитовым поясом, который четко трассируется в геофизических полях от побережья Охотского моря через Забайкалье, Монголию до Алтае-Саянской области. Глубина аномальных объектов, создающих интенсивные максимумы силы тяжести, поданным расчетов составляет около 100 км. В пределах Каларского массива выявлено крупное месторождение Большой Сэйим. В геологическом строении этого крупного месторождения принимают участие образования габбро-анортозитового комплекса позднеархейского возраста, формирование которого происходило в три последовательные фазы. В целом месторождение Б. Сэйим представлено единым штокообразным телом, выходы которого на дневную поверхность близки к подковообразной форме.

Оловорудные и золоторудные районы, как металлогеническая категория, характеризуются тесными взаимосвязями и взаимообусловленностью тектоники, магматизма и оруденения. На основе установленных зависимостей физических, геохимических данных от типов метасоматоза и проявления его интенсивности, геотектонической позиции, геолого-структурных особенностей площадей и особенностей рудно-магматических систем, автором было проведено выделение границ РС рудных районов и узлов в пределах Приохотья, Приамурья и Приморья. По результатам проведенного прогноза на исследуемой площади уточнены границы 10-ти оловорудных районов и в 8-ми случаях впервые выделены оловорудные районы (Копылов,1997, 2008).

По данным анализа известных золоторудных месторождений, рудопроявлений и точек минерализации золота, их структурных позиций и распределения физических полей в пределах Хабаровского, Приморского краев, Амурской области выделено 3 золотоносных провинции, 6 золотоносных поясов, 2 золотоносные области,  в которых размещены 59 золоторудных районов, 140 золоторудных узлов и более 1500 рудопроявлений.

Кроме того, для выделения в регионе новых крупных месторождений олова, золота и тита-

на был использован метод ранговых рядов (Родионов, 2005). Теоретически метод базируется на самых общих свойствах рудообразующих процессов, в частности, на эволюционной последовательности рудообразования, приводящей к появлению все более низких уровней энтропии в каждом последующем продукте процесса по сравнению с предыдущим. Следствием этого является закономерное распределение месторождений одного иерархического уровня, но различающихся по размерам запасов: чем крупнее, тем реже оно встречается. Функцией распределения месторождений в этом ряду является гипербола, характеризующая обратно пропорциональную зависимость между размером месторождения и его номером в ранговом ряду. Обработка данных по оловорудным районам показывает, что выявление уникальных месторождений возможно и в пределах Хинганского района (Копылов, 2004). В пределах Комсомольского района открытие крупных месторождений прогнозируется в северной, слабо эродированной части. В золоторудных районах прирост прогнозируемых ресурсов может быть связан с открытием крупных месторождений 1–4 рангов в пределах Нижнего Амура, Хунгарийского, Тумнинского и Прибрежного, Киранского рудных районов, расположенных в Сихотэ–Алинском и Охотско-Чукотском вулканических поясах. Прогноз крупных титанорудных месторождений связан с Дальневосточным габбро-анортозитовым поясом, в пределах которого предполагается открытие более 10 месторождений.

Заключение

В результате проведенных комплексных геолого-геофизических, геохимических и петрофизических исследований по изучению РС оловорудных, золоторудных, титанорудных, меднорудных и других районов юга Дальнего Востока на разных иерархических уровнях получена принципиально новая информация особенностей их глубинного строения, вещественного состава литосферы, магматизма и закономерностей локализации рудной минерализации.

1. По данным построенных моделей литосфера Дальневосточного региона помимо тектонореологической расслоенности по геофизическим данным (, g, ГСЗ, МОВЗ, МТЗ), характеризуется блоковой (фрактальной) дискретностью, проявившейся в горизонтальной изменчивости физических параметров консолидированной коры и осадочного чехла, приуроченного к межблоковым структурам.

2. Рассмотрена геохимия литосферы как среды формирования РС, построена геохимическая модель литосферы юга ДВ по породообразующим элементам O, Si, Al, Fe, Mg, Ca, Na, K, Mn, Ti, P, H), рассчитаны коэффициенты концентрации в рудоносных системах по отношению к кларковым содержаниям.

3. Для образования месторождений как эндогенного, так и экзогенного типов всегда необходимо наличие барьеров. Барьеры возникают в эндогенных, экзогенных процессах  как на микроуровнях, так и на макроуровнях и представляют собой различные граничные поверхности от плоской линии, до объемных структур. Проведена систематика экзогенных и эндогенных барьеров с выделением новых петрофизических, электрохимических, литостатических, гравитационно-сегрегационных и электрохимических типов, показана их роль в образовании рудоносных систем и месторождений.

4. Приведенная типизация рудных систем базируется на структурно-формационном и генетическом (парагенетическом) принципах с учетом изменений направления эволюции тектонических циклов и всей гаммы магматических, метаморфических, метасоматических изменений вмещающих пород.

5. Оловорудные МРС характеризуются пониженными значениями , g, , , низкими коэффициентами окисленности, преобладанием калия, для золоторудных систем эти параметры характеризуются напротив, повышенными значениями и превышением натрия над калием.

6. Мощность гранитно-метаморфического слоя под оловорудными районами изменяется от 15 до 21 км, под золоторудными от 6 до 15 км; гранулит-базальтового слоя от 23 до 35 км и от 18 до 25 км соответственно. Кроме того, при определении потенциала золоторудных систем благоприятным фактором является наличие первично углеродистых осадков, обладающих высоким геохимическим потенциалом золота вследствие его сорбирования на углеродистых, пелитовых и сульфидных сингенетичных образованиях. В связи с этим, следует пересмотреть перспективность ряда месторождений в Нижнем Приамурье: таких как Агние-Афанасьевского, Учаминского, Дяппенского, Дилькенского, а также рудопроявлений в Кербинском, Верхне-Селемджинском районах, представляющих собой крупнообъемные объекты «черносланцевого» типа. Также необходимо пересмотреть  перспективы алунитовых месторождений и проявлений (Б. Иска, Маги, Игрек, Коль, Бухтянка и др.), где совместно с алунитами встречается золоторудная минерализация, на предмет выявления в них крупнообъемных месторождений с невысокими содержаниями золота (1–3 г/т),  но с большими запасами последнего (возможно до 100 т и более).

Основные положения диссертации опубликованы в следующих работах:

Монографии

1. Петрофизические исследования  в рудных районах юга Дальнего Востока. Методическое руководство. Хабаровск, 1983 (соавторы Н.П. Романовский, Ю.С. Бретштейн, А.И. Сокарев).

2. Физические свойства горных пород Дальнего Востока, в 2-х книгах.  Владивосток, Дальнаука, 1987 (соавторы Н.П. Романовский, В.Г. Гурович, Ю.С. Бретштейн и др.).

3. Хингано-Олонойский оловорудный район. Геолого-геофизические характеристики, рудоносность проблемы развития сырьевой базы. Владивосток-Хабаровск. ДВО РАН 2004, (соавторы Ю.Е. Плотницкий-раздел 2.1; С.М. Родионов-глава-1, Н.П. Романовский-разделы 2,2; 2.3; 4.1; глава 6; введение, заключение, компоновка, вставки, редакция текста и рисунков).

Статьи в реферируемых журналах и международных конференциях

4. Комплексные петрофизические исследования в Комсомольском рудном районе. Тихоокеанская геология №6, 1988. С.78-91 (соавторы Н.П. Романовский, В.Г. Гурович).

5. Теплопроводность и плотность пород Комсомольского района. Тихоокеанская геология №2, 1985г. С42-49 (соавторы В.Е. Бесхлебная, Н.П. Романовский).

6. Плотностная  характеристика выветрелых горных пород  Дальнего Востока. Тихоокеанская геология №1, 1990. С.56-62 (соавторы Н.П. Романовский, В.Г. Гурович, М.Ю. Носырев и др,).

7. Возможности комплексных геофизических, петрофизических исследований при разведке строительных материалов в пределах Дальнего Востока Тихоокеанская геология №  2005.

С 47-54  (соавтор И.В. Пустовойтова).

8. Физико-механические свойства и физические поля сейсмоактивных зон Приамурья. Тихоокеанская геология № 5, 2004. С.27-33 (соавтор Н.П. Романовский).

  9. Роль электрохимических барьеров  в локализации оруденения и их значение для  поисков

  месторождений полезных ископаемых ( на примере месторождений Приамурья). //Тихоокеанская  геология. 2010. №2 С.70-81.

10. Плюмтектоника и рудогенез юга Дальнего Востока.//Руды и металлы. 2008. №4. С.30-37.

11. Модели оловорудных систем в сводовых поднятиях и вулкано-тектонических структурах юга Дальнего Востока России. //Руды и металлы. 2009 №4. С. 33-43.

12. Прогнозно-поисковые признаки и критерии  титановых и медноникелевых месторождений в пределах Дальневосточного габбро-анортозитового пояса. //Руды и металлы. 2010. №2 . С.

13. Петрофизические исследования метасоматитов оловорудных районов юга Дальнего Востока России.// Вестник ДВО РАН, г. Владивосток. 2009 № 4. С.38-42 (соавтор Н.П. Романовский).

14.Мезозойский гранитоидный магматизм области сочленения Центрально-Азиатского и Тихоокеанского поясов и смежных платформ и формирование крупных месторождений.// Тихоокеанская геология. 2009 №4. С35-54 (соавторы Н.П.Романовский, Ю.Ф. Малышев, М.В. Горошко, В.Г.Гурович).

15. Перспективы  поисков золоторудных объектов черносланцевого и карлинского типов в пределах  Аллах-Юньской металлогенической зоны ( ДВ России). Отечественная геология № 3 2010 (в печати)

16.Картирование метаморфических образований в оловорудных районах юга Дальнего Востока

с целью выделения благоприятных площадей для локализации руд.//Известия Сибирского  отдел.

наук о Земле РАЕН. Геология, поиски и разведка рудных месторождений. г.Иркутск, 2010 №1.С. 

(соавторы И.В. Пустовойтова, И.Н. Скрябин).

17.. Геолого-геофизические модели литосферы Приамурья//Тихоокеанская геология №5, 2010г. С.42-49.

18. Особенности глубинного строения Гонжинского выступа и его металлогения по геофизическим данным. Сборник международного семинара  см. Д.Г. Успенского. 29-я  сессия  Екатеринбург, 2002. С41-45 (соавтор Д.М. Копылов).

19. Модели оловорудных систем Приамурья и методика их прогнозирования. Сборник международного семинара им. Д.Г. Успенского, 29-я сессия, Екатеринбург. 2004.(соавтор Д.М. Копылов).

20. Закономерности формирования и размещения крупных и уникальных месторождений олова и золота на примере Дальневосточного региона. //Актуальные проблемы геологии и геофизики. Т.1.Ташкент. 2007. С.172-176.

21.Комплексные геолого-геофизические модели литосферы юга Дальнего Востока. //Актуальные

проблемы геологии и геофизики. Т.2.Ташкент. 2007. С.42-45.

22. Проблема генезиса габбро-анортозитов Дальневосточного пояса и их металлогения.//

Ультрабазит-базитовые комплексы складчатых областей и связанные с ними месторождения. г.Качканар. 2009. С.25-28.

23. Природа медно-никелевых концентраций в ультрабазитовых комплексах юга Дальнего Востока. //Ультрабазит-базитовые комплексы складчатых областей и связанные с ними месторождения. г. Качканар. 2009. С. 31-34

24. Эволюция гранитоидного состава и рудной минерализации на примере Дальневосточного региона//Граниты и эволюция Земли. Улан-Удэ. 2008. С.190-193.

25.Геофизические и геохимические аспекты формирования гранитоидных батолитов в оловорудных областях юга Дальнего Востока. //Граниты и эволюция Земли. Улан-Удэ. 2008. С.187-190.

26.Геофизические модели литосферы Дальневосточного региона//Вопросы теории и практики геологической интерпретации гравитационных, магнитных и электрических полей.37-я сессия Международного семинара им. Д.Г. Успенского. М. ИФЗ им.Шмидта РАН. 2010.С (соавторы И.В. Пустовойтова, И.Н. Скрябин).

27. Отражение террейновых поясов Приамурья в геофизических полях//Вопросы теории и практики геологической интерпретации гравитационных, магнитных и электрических полей.37-я сессия Международного семинара им. Д.Г. Успенского. М. ИФЗ им.Шмидта РАН. 2010. С (соавторы И.В. Пустовойтова, И.Н. Скрябин )

Статьи в не реферируемых журналах и  сборниках

28.Эндогенные барьеры как катализатор локализации рудных месторождений.// Современное состояние геологических исследований и минерально-сырьевой базы Бурятии. Улан-Удэ. 2007.

29. Титаноносность юга  Дальнего Востока. // Геология и минеральные ресурсы Амурской области. Благовещенск Амургеолком, 1995. С 90-95.

30. Опыт поисков погребённых и глубокозалегающих россыпей золота в пределах межгорных и предгорных впадин Верхнего Приамурья. // Геология и минеральные ресурсы  Амурской  области. Благовещенск. Амургеолком, 1995. С 85-89.

31. Геофизическая изученность южной части Амурской области и её перспективы на выявление нефтегазовых месторождений. // Геология и минеральные ресурсы Амурской области. Благовещенск. Амургеолком, 1995. С. 96-99 (соавтор В.Е. Кузнецов).

32. К вопросу о комплексировании геофизических и петрофизических методов при изучении  месторождений нерудного сырья. // Геофизические исследования геологических структур Дальнего Востока. г. Владивосток, 1982. С.39-42 (соавтор Н.П. Романовский).

33. Сейсмическая активность и металлогения  Приамурья. // Геология и геофизика  Приамурья. Хабаровск, 1997. С.45-52.

34. Особенность проявлений аномалий VЕП в оловорудных районах Приамурья. // Геология и геофизика Приамурья Хабаровск, 1997. С.155-163.

35. Тектоника плит и сейсмичность Приамурья. //Геология и геофизика Приамурья. Хабаровск, 1997. С.19-29. 

36. Прогнозно-поисковые работы на Малом Хингане. //Вопросы геологи, металлогении, поисков и оценки месторождений  Дальнего Востока. Хабаровск, 2002. С.76-84.

37. Проблемы и типизация рудоносных систем (РС). //Геология  и геофизика Приамурья. Хабаровск, 1997. С.118-125.

38. Глубинное строение Мало - Хинганского района и сейсмичность. //Вопросы геологии,

металлогении, поисков и оцени месторождений Дальнего Востока. Хабаровск, 2002. С.141-143

39. О некоторых вопросах методики прогнозирования  в  оловорудных районах  Приамурья.  Геология и геофизика  Приамурья. Хабаровск, 1997. С.90-109.

40. Перспективы  Алгамских  проявлений бадделеит - циркониевых  руд. //Геология и геофизика Приамурья. Хабаровск , 1997. С.109-118 (соавтор Ю.П. Потоцкий).

41. Особенности тектонического строения и металлогения Сихотэ-Алиня. //Строение и эволюция Востока Азии. Хабаровск, 1999. С. 86-95 (соавтор В.А. Захаров).

42. Барьеры и их роль в процессе рудоотложения. // Геология и геофизика Приамурья. Хабаровск, 1997. С.136-143.

43. Особенности локального прогнозирования в оловорудных районах Приамурья.// Тектоника,

глубинное строение и геодинамика Востока Азии. Хабаровск, 2001. С.300-308.

44. История и перспективы поисков алмазов в Приамурье. // Геология и геофизика Приамурья.

Хабаровск, 1997. С.126-136 (соавторы Ю.П. Потоцкий, В.В Баранский).

45. О некоторых вопросах природы сейсмоактивных зон Приамурья. //Проблемы геодинамики и прогноза землетрясений. Хабаровск, 2001. С.54-67.

46. Комплексирование геофизических методов на разных стадиях поисков  в оловорудных рай-

онах Приамурья. // Геология и геофизика Приамурья. Хабаровск, 1997. С.150-155 (соавтор А.Н. Гагаев).

47. Метасоматиты оловорудных районов Приамурья. // Геология и геофизика Приамурья. Хабаровск, 1997. С.144-150 (соавтор В.Г.Крюков).

48. Глубинные предпосылки нафтидогенеза  в связи с прогнозной оценкой в средне - амурской 

впадины. // Геология и геофизика Приамурья. Хабаровск, 1997. С.30-36 (соавторы В.Е. Кузнецов,

В.А. Бормонтов, А.А. Войтенок). 

49. Петрофизические ряды  тектоно - магматических циклов образования рудных районов. // Геология и геофизика Приамурья. Хабаровск,1997. С.163-165.

50. Хроника 40-летия Геофизического Г. Г. Г.П.// Геология и геофизика Приамурья. Хабаровск, 1997. С.1-10 (соавторы Н.К. Ждан, В.В. Шаплов).

51. Геодинамика и металлогения  Гонжинского  выступа. //Строение и эволюция  Востока Азии. Хабаровск, ИТиГ, 1998. С.232-235.

52. Перспективы поисков россыпей титана. // Закономерности строения и эволюции геосфер,

Хабаровск, 1998. С.19-21(соавтор Е.А.Шевелева).

53. Новые технологии поисков глубоко залегающих и погребённых россыпей золота. \\ Технологии, разработки в горном деле. Хабаровск, ИГД.2002. С32-38,  (соавтор Е.А.Шевелева).

54.Мониторинг зон возникновения ожидаемых землетрясений. // Проблемы геоэкологии  и рационального природопользования стран Азиатско-Тихоокеанского региона. Международный науч. прак. конференция. Владивосток, 2000. С.126-127. (соавтор Ф.Г. Корчагин, Д.М. Копылов).

55. Перспективы поисков золота  в пределах  Гонжинского выступа. // Строение и эволюция Востока Азии, Хабаровск, ИТиГ,  2003. С.53-57.

56. Перспективы  выявление меди в пределах Янканской  шовной  зоны. //Поиски и оценки месторождений в Приамурье. Благовещенск 2004. С23-29, (соавтор И.В. Пустовойтова).

57. Модели рудно-магматических систем и прогнозирование на примере Хинганского оловорудного района. //Тектоника, глубинное строение и геодинамика Востока Азии. Хабаровск, 2003. С.319-326 (соавтор Н.П Романовский).

58. Роль стуктурно-петрофизических барьеров при рудоотложении. Проблемы геологии и минералогии Северо-восток Азии на рубеже тысячелетия. Магадан СВКНИИ ДВО РАН, 2001. С.53-55 (соавторы С.М.Родионов, Н.П.Романовский).

59. Примеры геофизических и петрофизических характеристик глубинных рудоносных структур. //Тектоника, глубинное строение и геодинамика Востока Азии. Хабаровск, 2003. С.303-307  (соавторы Н.П.Романовский, С.М.Родионов, В.Б.Каплун, В.Г.Гурович).

60. Геофизические исследования при составлении геологических карт ГДП-200. //Новые методики и технологии геофизических исследований. Москва, 2005. С.17-19 .

61. Крупномасштабное и локальное прогнозирование в оловорудных районах Дальнего Востока на основе комплексных критериев. //Новые методики и технологии геофизических исследований. Москва, 2005. С.25-27 (соавтор И.В. Пустовойтова).

62. Роль геофизических и петрофизических методов в общей технологии поисков и разведки ильменит-титаномагнетитовых руд в пределах габбро-анортозитовых массивов Дальнего Востока России. //Новые методики и технологии геофизических исследований. Москва. 2005. С.31-33 (соавтор И.В. Пустовойтова).

63. Проблемы и методы прогнозирования в рудной  геологии. // Вестник ПРО РЕН. Владивосток, 2005. С35-39. (соавторы С.М. Родионов, Н.П. Романовский, Е.Г. Иволга).

64. Особенности строения земной коры и литосферы в пределах оловорудных и золоторудных районов Приамурья.// Восьмые чтение им. Федынского, Москва, 2006. С.45-46.

65. Сейсмоактивные зоны Приамурья, их блоковая делимость и петрофизические характеристики слагающих пород. //Восьмые чтение им. Федынского, Москва, 2006. С.65-67.

66.Геодинамика переходной зоны континент-океан Дальневосточного региона.//Общие и реги-

ональные проблемы тектоники и геодинамики. Том 1. Москва. Госуниверситет. 2007. С.428-432

67. Плюмтектоника, структурообразование и рудоносность. //Чтения памяти академика К.В. Симакова. Магадан. 2007. С. 25-26.

68.Тектоника, геодинамика и сейсмичность Дальневосточного региона.//Тектоника и глубинное

строение Востока Азии. Хабаровск. 2009. С.116-119 (соавтор И.В. Пустовойтова ).

69.Тектоника и металлогения Дальневосточного габбро-анортозитового пояса. Хабаровск. 2009.//Тектоника и глубинное строение Востока Азии. С.197-200 (соавтор И.В. Пустовойтова).

70. Использование комплексных моделей рудных месторождений, зон и тел для целей прогноза в

оловорудных районов Дальневосточного региона. Екатеринбург. //Геофизические исследования Урала и сопредельных регионов. 2008.С.57-61.

71. Прогнозирование перспективных участков в пределах Албазинского золоторудного поля по

комплексной модели.// Прогноз, поиски, оценка рудных и нерудных месторождений-достижения и перспективы. Москва. 2008. С.39-42.

72. Формирования рудоносных систем в габбро-перидотитовых и анортозитовых комплексах.//

Петрология и минералогия Кольского региона. Апатиты. 2008. С.35-38.

73. Особенность интерпретации геолого-геофизических данных при локальном прогнозировании

в рудных районов. Екатеринбург. 2008. //Геофизические исследования Урала и сопредельных регионов. С.71-73.

74. Проблема петрологии и минералогии расслоенных массивов юга Дальнего Востока. .//Петрология и минералогия Кольского региона. Апатиты. 2008. С.39-43.

75. Перспективы и освоения титанорудных месторождений Дальнего Востока и Забайкалья.// Современное состояние геологических исследований и минерально-сырьевой базы Бурятии. Улан-Удэ. 2007. С.56-59.

76.Элементы и параметры  модели  титанорудного месторождения  Большой Сэйим по  гео- химическим исследованиям// Поисковые геолого-геохимические модели рудных        месторождений. Воронеж. 2009. С.29-30. (соавтор И.В. Пустовойтова).

77. Особенности глубинного строения Комсомольского района и оловорудная минерализация.//Тихоокеанский рудный пояс материалы новых исследований. Владивосток. Дальнаука. 2008. С.121-131.

78.Изучение глубинного строения оловорудных районов юга Дальнего Востока по геофизическим данным.Екатеренбург.2008.// Геофизические исследования Урала и сопредельных регионов. С.37-41.

79.Тектоника и  закономерности развития осадочных бассейнов Приамурья.//Тектоника и геодинамика складчатых поясов и платформ фанерозоя. М. МГУ.2009.С. 27-33.(соавтор И.В. Пустовойтова).

80.Тектоника и геодинамика складчатых поясов юга Дальнего Востока РФ//Тектоника и геодинамика складчатых поясов и платформ фанерозоя. М. МГУ. 2009. С.55-59 (соавтор И.В. Пустовойтова ).






© 2011 www.dissers.ru - «Бесплатная электронная библиотека»

Материалы этого сайта размещены для ознакомления, все права принадлежат их авторам.
Если Вы не согласны с тем, что Ваш материал размещён на этом сайте, пожалуйста, напишите нам, мы в течении 1-2 рабочих дней удалим его.