25.03.2021

Литология, метаморфизм и минерагения докембрийских пород Буреинского массива


Буреинский срединный массив расположен в центральной части Амурской складчатой области в зоне сочленения субширотной Монголо-Охотской и близмеридиональной Сихотэ-Алиньской складчатых систем и граничит с ними по серии региональных разломов, а также грабенов, впадин, сложенных фанерозойскими образованиями. Массив — гетерогенное и разновозрастное образование, основу которого составляют докембрийские и палеозойские гранитоиды, среди которых и на которых залегают другие докембрийские и фанерозойские магматические, метаморфические и осадочные породы. Многочисленные дизъюнктивные нарушения различных ориентировок расчленяют массив на ряд тектонических блоков и впадин.

Докембрийские образования массива обнажаются в виде разрозненных и разновеликих по площади (до 600 км2) выходов (блоков). По структурному положению выходы докембрия представляют реликты кровли Буреинского гранитоидного массива, являясь остатками крупных допалеозойских антиклинорных и синклинорных структур северо-восточного или субмеридионального простираний.

Комплексы докембрия образуют два структурных этажа: нижний представлен буреинским кристаллическим комплексом раннего протерозоя, верхний — позднепротерозойским хинганским комплексом Вопрос о выделении здесь архейских образований пока остается открытым.

Плохая обнаженность пород докембрия, разобщенность их выходов, сложная дислоцированность, полиметаморфический характер преобразований весьма затрудняют стратиграфическое расчленение, корреляцию и иное изучение докембрия Буреинского массива. Как правило, для каждого выхода пород Буреинского массива существуют свои схемы стратиграфического расчленения, которые с трудом коррелируются.

Буреинский комплекс. Наиболее крупные выходы толщ буреинского комплекса известны в бассейнах рек Помпеевки, Урила, Урми, Яурины, Тырмы, Солони, Нимана, Бурей, Селемджи и др. Общая мощность пород — до 10 км. Толщи комплекса характеризуются сложными пликативными и дизъюнктивными деформациями. Литологический анализ метаморфических образований буреинского комплекса, реконструкция литолого-фациальных и геотектонических обстановок раннего протерозоя позволили установить, что буреинский комплекс представлен амурской, тастахской и гуджальской сериями, сформировавшимися практически одновременно, но в различных обстановках геосинклинальной области.

Амурская серия состоит (снизу вверх) из туловчихинской, дичунской, урильской и союзненской свит, залегающих друг на друге без значительных структурных несогласий и имеющих единый план геотектонических структур.

Туловчихинская свита (500—2000 м) представлена полосчатыми, мигматизированными и очковыми биотитовыми и биотит-хлоритовыми, реже двуслюдяными и биотит-амфиболовыми и еще реже мусковитовыми, амфиболовыми, гранатовыми и другими гнейсами. Среди гнейсов залегают пропластки биотитовых, двуслюдяных, мусковитовых, амфиболовых, амфибол-гранатовых, амфибол-пироксеновых, силлиманит-биотитовых, андалузитовых, ставролитовых и иных сланцев, реже — слои кварцитов и мраморов, преимущественно в верхних частях.

Дичунская свита (800—1000 м) — амфиболиты, амфиболовые, амфибол-пироксеновые, диопсидовые, амфибол-эпидотовые, хлоритовые сланцы и гнейсы, в которых залегают более редкие пропластки биотитсодержащих, двуслюдяных, серицит-хлорито-вых и других гнейсов и сланцев. Нижняя часть разреза свиты почти целиком сложена зеленосланцевыми и амфиболовыми породами, в середине толщи заметную роль приобретают двуслюдяные, биотитовые, серицит-хлоритовые гнейсы и сланцы. Верхняя часть свиты аналогична нижней, но в отличие от последней здесь наблюдаются редкие маломощные пропластки слюдистых кварцитов и мраморов, а количество и мощность пропластков слюдистых сланцев резко возрастают вверх по разрезу. В целом для этой свиты характерен основной состав пород, отвечающий составу основных диоритов. По своему происхождению ее первичный материал в большей части представляет вулканогенные образования, на что указывают развитые в разрезе слабоизмененные пор-фириты, амфиболиты с реликтовыми структурами изверженных пород и мощные, залежи зеленокаменных пород, характерные для вулканогенных формаций.

Урильская свита (800—3000 м) залегает на породах дичунской свиты согласно (по рекам Урма, Солони, Ниман и др.). Переход между ними постепенный, выраженный в направленном уменьшении в переслаивающейся толще амфиболовых и зеленосланцевых пород и увеличении кварцево-слюдистых сланцев и гнейсов. Урильская свита — двуслюдяные, биотитовые, мусковитовые, биотит-амфиболовые, альбитовые, разнообразные зеленые кварцсодержащие сланцы и гнейсы, изредка кварциты и другие породы. Слюдистые сланцы составляют основу свиты. Для сланцев свиты вообще характерны заметные, нередко значительные количества кварца и альбита. В нижней части свиты среди слюдистых сланцев залегают относительно многочисленные пропластки амфиболитов и зеленосланцевых пород, а в верхней — пропластки кварцитов, мраморов (с редкими зернами графита), амфиболитов, малографитистых, турмалин-и гранатсодержащих слюдистых сланцев, а иногда и флишеподобных пачек. В одних местах свита в целом имеет существенно сланцевый состав, в других она гнейсовая или гнейсо-сланцевая, что обусловлено прежде всего воздействием на сланцевую толщу сложно сочетающихся процессов регионального и инъекционного метаморфизма, гранитизации и мигматизации, связанных с докембрийскими и палеозойскими гранито-идами. Такие переходы отмечаются повсеместно (реки Туловчиха, Помпеевка, Урия, Гырма, Солони, Ниман и др.). Они затрудняют отнесение той или иной толщи к образованиям туловчихинской или урильской свит.

Союзненская свита (до 4000 м) залегает стратиграфически выше урильской в одних местах согласно, в других с размывом и несогласием. Согласное залегание союзненской свиты установлено в бассейнах рек Акимша, Солони и др. В первом случае типичные гнейсо-сланцевые породы урильской свиты вверх по разрезу согласно и постепенно переходят в толщу графитовых, графит-биотитовых, графи г-биотит-гранатовых и других сланцев, графитсодержащих мраморов и кварцитов. Такая ассоциация графитсодержащих терригенно-карбонатных пород характерна для союзненской свиты. В бассейне р. Солони, наоборот, графитсодержание породы вверх по разрезу как бы перекрываются биотитовыми гнейсами и сланцами, причем по межформационной границе наслоения в мраморах развиты многочисленные структуры будинажа, обусловленные различной пластичностью сланцевых, кремнистых и карбонатных пород. Изучение складок волочения показало, что здесь имеет место опрокинутое залегание пород. Союзненская свита — толща сложного, нередко ритмичного переслаивания, подразделяется на три подсвиты, породы которых повсеместно содержат в том или ином количестве графит.

Нижнесоюзненская подсвита (до 1000 м) слагается слоистыми полевошпатовыми и мономинеральными кварцитами, биотитовыми, биотит-мусковитовыми, биотит-силлиманитовыми, фибролит-корунд-биотитовыми, мусковитовыми, серицитовыми, силлиманитовыми, гранатовыми, кордиеритовыми, ставролитовыми, графитовыми, роговообманковыми, актинолитовыми, тремолитовыми, антофиллитовыми, андалузитовыми, пироксеновыми, альбитовыми, хлоритовыми и другими сланцами и гнейсами. Кроме того, наблюдаются залежи амфиболитов, мраморов и кальцифиров. Последние особенно развиты в нижней и верхней частях подсвиты.

Среднесоюзненская подсвита (до 1300 м) представлена крупнокристаллическими мраморами и кальцифирами с прослоями разнообразных графитсодержащих сланцев, гнейсов и графитовых пород. В мраморах и кальцифирах повсеместно отмечается вкрапленность графита и других минералов.

Верхнесоюзненская подсвита (до 1600 м) содержит разнообразные сланцы и гнейсы, среди которых отмечаются залежи мономинерального графита, а в нижней части — кварцитов с полевыми шпатами, биотитом и силлиманитом.

Тастахскую серию (до 6000 м) слагают согласно залегающие (снизу вверх) амбар-дахская, санганарская и лепикзнская свиты.

Амбардахская свита (до 800 м) — кварциты, биотитовые и реже биотит-амфиболовые, биотит-клинопироксеновые, биотит-гранатовые и другие гнейсы.

Саганарская свита (1800—2800 м) — биотитовые, биотит-гранатовые, графитсодержащие, биотит-роговообманковые, роговообманковые, двуслюдяные и другие гнейсы и сланцы, а также кварциты и амфиболиты.

Лепиканская свита (800—2000 м) — разнообразные гнейсы и сланцы с биотитом, мусковитом, гранатом, силлиманитом, амфиболами и другими минералами; графитсодержащие породы, мраморы, кварциты, амфиболиты и т. д. Породы серии слагают северную часть Чегдомынского блока и других выходов в северо-восточной части массива. Они в достаточной мере мигматизированы.

Гуджальская серия (до 6500 м) включает согласно залегающие нижне-, средне- и верхнегуджальскую свиты. Образования гуджальской серии слагают часть Чегдомынского блока и другие выходы в восточной части массива. Нижние и средние части разреза серии мигматизированы.

Нижнегуджальская свита (1700—3500 м) — однообразная толща гнейсов с биотитом, мусковитом, роговой обманкой, реже гранатом, силлиманитом, клинопироксеном; местами залегают кварциты, мраморы, амфиболиты и реже графитсодержащие породы.

Среднегуджальская свита (1700—2000 м) — разнообразные кварциты с подчиненными прослоями различных сланцев и амфиболитов, а также редких мраморов.

Верхнегуджальская свита (500—700 м) — переслаивание однообразных биотитовых, мусковитовых, двуслюдяных, гранат-биотитовых и других сланцев с подчиненными прослоями кварцитов, мраморов, амфиболитов и графитсодержащих пород.

Как показал литологический анализ, толща буреинского комплекса сформировалась в Буреинской нижнепротерозойской геосинклинальной области, дифференцированной на эвгеосинклинальную (западную) и миогеосинклинальную (восточную) зоны, которые в общих чертах развивались одновременно и независимо. Накопление отложений происходило в морских бассейнах и осложнялось.

В западной эвгеосинклинальной области (амурское время) на раннем этапе формировалась мощная толща граувакк, песчано-глинистых, вулканогенно-осадочных и вулканогенных образований (туловчихинская свита). На последующем этапе образовывались вулканогенные отложения дичунской свиты. Вулканиты преимущественно основного состава представляли собой туфы, покровы и силлы, преобразованные впоследствии в зеленосланцевые и амфиболитовые толщи. На заключительном этапе развития в этой области Буреинского массива отлагались глинистые, кремнистые и флишоидные осадки урильской свиты.

В восточной части области (в тастахское и гуджальское время) накапливались отложения миогеосинклинальных морских, терригенно-морских и терригенных формаций (карбонатные, кремнистые, песчано-глинистые, глинистые, в том числе и высокоглиноземистые, и другие, нередко с примесью органического вещества). Роль вулканогенно-осадочных и вулканогенных образований здесь ограничена.

Особенности образования комплексов в пределах выделенных зон привели к их значительной внутренней дифференцированности, что обусловило в свою очередь наличие в толщах буреинского комплекса разнообразных фациальных переходов. Замыкание зон геосинклинальной области ознаменовалось накоплением морских, терригенно-морских существенно карбонатных образований, содержащих нередко заметную примесь органических веществ (союзненская свита).

Относить нижние и средние части разреза буреинского комплекса к нижнему протерозою и верхние (союзненскую и другие свиты) к верхнему протерозою, как это предлагают некоторые исследователи, неправомочно ввиду одинаковых генетических, тектонических и петрологических особенностей комплекса в целом. Установленная последовательность осадконакопления буреинского комплекса хорошо согласуется с характером седиментации в фанерозойских геосинклинальных областях.

Дифференциация осадконакопления в раннем протерозое привела к концентрации OB (графитовое Союзненское месторождение), глинозема (силлиманитовые и дистеновые породы, гора Маячная на Малом Хингане), сульфидов в стратиформных толщах. Нижнепротерозойские амфиболиты несут повышенную золотоносность. Монациты и ксенотимы из гранат-биотитовых грейсов и кварцитов в бассейне р. Сынчуга содержат повышенные количества иттрия и других элементов, а в роговообманковых породах со сфеном, рутилом и анатазом содержится TiO2. Графитовые сланцы союзненской свиты характеризуются существенными концентрациями ванадия, молибдена, свинца, цинка и др. В целом метаморфические породы буреинского комплекса содержат олово, молибден, золото, медь, свинец, цинк, вольфрам, бор, циркон, иттрий и другие элементы.

Осадочные, вулканогенно-осадочные и вулканогенные толщи, а также интрузивные образования буреинского комплекса в раннем протерозое претерпели вначале синтектонический региональный метаморфизм, вызванный погружением нижнепротерозойских образований в более глубинные зоны литосферы в период протерозойского орогенеза и протекавший в условиях фаций умеренной глубинности. Метаморфизм сочетался с интенсивными пликативными дислокациями. Интенсивность метаморфизма широко варьировала от зеленосланцевой фации до высоких ступеней амфиболитовой (альмандин-силлиманитовая субфация), лишь в единичных случаях отмечены парагенезисы с гиперстеном и волластонитом. Неравномерность проявления регионального метаморфизма выразилась в пятнистом распределении пород различной фациальной принадлежности, в сложных реакционных взаимодействиях минералов и их ассоциаций.

Регионально-метаморфизованные толщи буреинского комплекса испытали неоднократные воздействия ультраметаморфизма (мигматизация и гранитизация), инъекционного и контактового метаморфизма, проявлявшихся последовательно или с определенными разрывами во времени. Эти явления связаны с внедрением, формированием и становлением нескольких возрастных и формационных групп докембрийских и палеозойских гранитоидов (тырмо-буреинских, биробиджанских и др.). Мигматизация сопровождалась формированием очковых, полосчатых, плойчатых мигматитов, небулитов и других типов мигматитов, возникавших в различных сочетаниях и последовательностях в зависимости от пространственного соотношения гранитоидов и метаморфических пород, от структурно-текстурных и вещественных особенностей последних и т. п.

Ультраметаморфизм (гранитизация и мигматизация) обычно протекал в условиях амфиболитовой фации. В том случае, когда гранитизация и мигматизация охватывали образования более низких ступеней предшествующего регионального метаморфизма, эти породы испытывали структурные и минеральные преобразования более высокого метаморфизма (прогрессивный инъекционный метаморфизм). Когда ультраметаморфические воздействия имели более низкие P-Т-условия и более активный потенциал гидротермальных растворов, тогда наблюдались регрессивно-метаморфические явления с формированием более низкотемпературных минеральных ассоциаций, чем образования предшествующих регионального метаморфизма или ультраметаморфизма. В ультраметаморфизованных и инъекционно метаморфизованных толщах отмечается зональное проявление метаморфизма, а в породах — сложное сочетание нескольких минеральных парагенезисов и реакционных взаимоотношений минералов.

В формировании гранитоидов, развитых среди толщ буреинского комплекса, существенную роль играли метасоматическое замещение и обычно следующий за ним анатексис. Значительная часть анатектоидных гранитоидов интрудировала из более глубинных зон ультраметаморфизуемой толщи.

Относительно слабометаморфизованные породы буреинского комплекса (особенно союзненской свиты) в экзоконтактах с гранитоидными интрузиями подверглись локально проявленному контактовому метаморфизму. Чем слабее степень предшествующего регионального метаморфизма пород, тем интенсивнее проявлялись в них контактовые преобразования, достигающие по P-Т-условиям пироксен-роговиковой фации. Ширина контактового ореола 50—700 м. Разнообразны минеральные преобразования и новообразования с широким спектром реакционных взаимоотношений минералов. Контактовый метаморфизм был преимущественно термальный, нередко сопровождался окварцеванием, альбитизацией, сульфидизацией, а по мраморам развиты скарны, нередко рудоносные.

По существу породы буреинского комплекса являются полиметаморфическими и полифациальными в результате неоднократных и разнородных метаморфических преобразований. Имеют место прогрессивные и регрессивные стадии эволюции метаморфизма, причем многоэтапные и разновозрастные. Интенсивность каждого этапа метаморфизма значительно менялась от места к месту. Сложный характер проявления процессов метаморфизма усугублен различным уровнем эрозионного среза тектонических блоков. Даже в пределах небольших площадей или небольших стратиграфических подразделений отмечается пятнистное распределение тех или иных видов метаморфических пород, несущих в своем большинстве разнообразные реликты предшествующих этапов. Обычно это реликтовые минеральные ассоциации или структуры. Последние отмечаются практически во всех типах пород, но особенно четко они проявлены в ортоамфиболитах, метаморфизованных порфироидах и кварцитах низких ступеней метаморфизма.

Четкой зависимости между степенью метаморфизма и стратиграфическими подразделениями не отмечено. Вместе с тем по степени регионального метаморфизма можно составить относительный ряд от сильнометаморфизованных образований к слабо метаморфизованным, который в общих чертах представлен породами следующих стратиграфических подразделений: тастахская серия, амурская серия (туловчихинская, дичунская, урильская и союзненская свиты) и гуджальская серия. Степень метаморфизма пород одного и того же стратиграфического подразделения даже в одном блоке, как отмечалось ранее, весьма различна (примером могут служить толщи союзненской свиты). Можно также отметить, что южные и западные части массива испытали менее сильный метаморфизм, чем восточные и северные.

Петрохимический состав пород конкретных разрезов толщ буреинского комплекса в целом неодинаков и по содержанию кремнекислоты изменяется от гранита, гранит-гранодиорита и до гранодиорит-диорита.

Сочетание в нижнем структурном этаже Буреинского массива полиметаморфических толщ нижнего протерозоя с докембрийскими и фанерозойскими интрузивными образованиями обусловило создание здесь сложного по своему составу и строению структурно-формационно-петрологического комплекса пород фундамента массива.

Хинганский комплекс. На нижнепротерозойских кристаллических образованиях буреинского комплекса со структурным несогласием в грабенообразных структурах залегает мощная толща разнообразных пород хинганского комплекса (рифей), относящегося ко второму структурному этажу докембрия. Степень пликативных деформаций и метаморфизма хинганского комплекса значительно меньше, чем у образований нижнего структурного яруса. В малохинганской части Буреинского массива хинганский комплекс (мощностью до 5 км) подразделяется на свиты (снизу вверх): дитурскую, игинчинскую, мурандавскую, рудоносную и лондоковскую. В центральной части массива верхний протерозой представлен суларинской и мельгинской свитами.

Некоторые исследователи относят рудоносную и лондоковскую свиты к нижнему кембрию на том основании, что в породах рудоносной свиты были обнаружены органические остатки, определенные как Modioloides prisus Walcott. Другие считают, что комплекс полностью Относится к рифею. По этому вопросу можно заметить следующее Прежде всего единичные находки фауны трудноопределимы из-за плохой сохранности, во-вторых, Modioloides prisus Walcott встречается и в более древних образованиях, В-третьих, строматолиты и другие проблематические остатки, найденные в породах комплекса, достоверно указывают на докембрийский возраст. И наконец, джеспилиты, развитые в рудоносной свите и характерные для докембрийских образований, также свидетельствуют в пользу докембрийского возраста рассматриваемых свит,

Хинганский комплекс представляет собой одно целое в геоструктурном отношении. Все свиты лежат согласно, имеют одну степень метаморфизма, единый план деформаций и залегают в одинаковых структурах (грабенах). Этот комплекс хорошо коррелируется с рифейскими отложениями Сибирской платформы, Уссури-Ханкайского массива и Северо-Восточного Китая, где аналогичные образования относятся к рифею.

Дитурская свита (600—1000 м) в нижней части слагается графитисто-углистыми филлитовидными, кварц-серицитовыми сланцами с прослоями кварцитов, кристаллических известняков, углистых пирит-пирритиновых филлитов Изредка отмечаются прослои серицитовых сланцев с мусковитом Верхнюю часть представляют однородные светлосерые мелкозернистые слоистые кристаллические известняки. Подавляющая масса известняков сложена кальцитом, но местами отмечаются доломитизированные, углистые и окремнелые известняки и известняки с тремолитом. Фациальные переходы характеризуются сменой по простиранию известняков филлитами и кварцитами, что обусловливает появление среди пород нижней части известняков, а в верхней — филлитов и кварцитов.

Игинчинская свита (1000—1500 м) включает в себя зеленоватые, серые и темносерые филлиты, филлитовидные глинистые, кремнисто-глинистые, глинисто-серицитовые, серицит-биотитовые, серицитовые углистые и серицит-графитовые сланцы, которые переслаиваются с рассланцованными полимиктовыми и кварцевыми песчаниками и алевролитами, с серицитовым, кварцевым и железистым цементом. Обломочный, незначительно окатанный материал представлен кварцем, кислым плагиоклазом, турмалином, гранатом и другими минералами. Отмечаются прослои кристаллических доломитов и известняков. Для низов свиты характерно преобладание песчаников, алевролитов, а для верхних частей — сланцев. Граница с вышележащей толщей проводится по появлению в разрезе прослоев доломитов.

Суларинская свита — стратиграфический аналог игинчинской свиты. Она развита в центральной части массива и подразделяется на две подсвиты: нижнюю (до 800 м) — переслаивающиеся филлитовидные известково-глинистые и кремнистые сланцы с подчиненными им в количественном отношении покровами кислых эффузивов и верхнюю (1200 м) — филлитовидные сланцы, полимиктовые песчаники, линзовидные залежи кварцевых порфиров. Перекрываются породы свиты согласно образованиями мельгинской свиты. На севере массива она имеет мощность до 1000 м и сложена песчаниками, сланцеватыми алевролитами, филлитовидными глинистыми и углисго-глинистыми сланцами с линзами известняков в верхней части свиты.

В бассейне р. Бурей с игинчинской свитой сопоставляется сланцевая толща, верхи которой слагают черные филлитоподобные глинистые и углисто-глинистые сланцы с прослоями глинистых и мелкозернистых аркозовых песчаников. Эти породы перекрываются аркозовыми песчаниками, конгломератами с более редкими прослоями глинистых и песчано-глинистых сланцев.

Мурандавская свита (700 м) расчленяется на три горизонта. Нижний горизонт сложен массивными окремненными доломитами, среди которых залегают линзообразные тела магнезитов, известняков, доломитов, доломито-серицитовых и магнезитодоломитовых пород. Переходы между доломитами и магнезитами резкие и постепенные. В магнезитах и доломитах отмечается окремнение и обособления кремня. Maгнезиты имеют осадочные происхождение. Средний горизонт представлен слоистыми и сланцеватыми доломитами, в которых залегают прослои филлитовидных углистоглинистых, карбонатно-глинистых, кремнистых и кремнисто-глинистых сланцев и глинистых доломитов. Для горизонта характерны значительные фациальные переходы пород. Филлитовидные сланцы, кроме глинистого и углистого вещества и кварца, содержат серицит и хлорит. Кремнистые сланцы имеют яшмовидный облик, полосчатую текстуту и состоят из кварца, опала, халцедона и др. Контакты сланцев с доломитами резкие. В верхнем горизонте выделяются массивные серые доломиты, подобные породам нижнего горизонта, но они не содержат магнезитов и менее окремнены.

Мельгинская свита (до 100 м) центральной части Буреинского массива сопоставляется стратиграфически с мурандавской свитой. Она представлена толщей мраморизованных и доломитизированных известняков с линзами доломитов, среди которых в верхах разреза отмечаются прослои песчаников, алевролитов и филлитовидных сланцев.

Рудоносная свита (до 600 м) залегает на размытой поверхности мурандавской свиты. По своему характеру стратиграфический перерыв — межформационный и не сопровождается угловым несогласием. В основании свиты местами лежат седимента-ционные брекчии, сложенные обломками пород подстилающих свит. Рудоносная свита состоит из трех горизонтов, постепенно переходящих один в другой.

Подрудный горизонт представлен переслаивающимися темными углисто-глинистыми, кремнисто-серицитовыми и глинисто-карбонатными сланцами и доломитами; отмечаются седиментационные брекчии, сформировавшиеся в водной среде, и тиллиты.

Рудный горизонт сложен толщей переслаивающихся глинисто-кремнистых сланцев, буро-красных яшм, микрокварцитов, седиментационных брекчий и железо-кремнистых пород (джеспилитов, железистых кварцитов). Железистые кварциты Малого Хингана образуют пачку пород мощностью до 30 м. Среди них можно выделить гематитовые, гематит-магнетитовые и магнетитовые полосчатые кварциты. Полосчатость породы вызвана тонким переслаиванием рудных прослоев и существенно кварцевых и яшмовидных пропластков. Рудные прослои слагаются почти нацело зернами магнетита или гематита, тесно сросшихся с более редкими зернами кварца. Нерудные слои состоят из агрегата мелких зерен кварцу в котором рассеяны многочисленные мельчайшие зерна рудных минералов, что придает им красный или серый цвет. В лежачем боку железорудного пласта залегают подобные тонкослоистые породы, в значительной степени обогащенные марганцем и составляющие пачку мощностью до 10 м. Это преимущественно тонкозернистые браунит-гематитовые, браунитовые и браунит-гаусманитовые кварциты и родохрозитовые породы, в которых местами наблюдаются повышенные количества пелитового и карбонатного вещества. В последнем случае появляются гаусманит-родохрозитовые и кремнисто-родохрозитовые породы, а в первом случае породы содержат также серицит, хлорит и спессартин. Изредка в рудном горизонте отмечаются слои доломитов. Переход к нижне- и вышележащим породам постепенный.

Надрудный горизонт формируется кварц-серицитовыми сланцами, слюдистыми кварцитами, углистыми и углисто-кремнистыми сланцами, в которых залегают редкие пласты кристаллических доломитов, известняков и доломитизированных известняков.

Для горизонтов рудоносной свиты отмечаются значительные фациальные переходы (в направлении запад — восток) одних пород в другие, особенно это характерно для подрудного и надрудного горизонта. Поэтому мощность колеблется от 150 до 600 м.

Лондоковская свита (до 1000 м) согласно залегает на породах надрудного горизонта. Нижний горизонт (400—500 м) представлен серыми и темно-серыми массивными и полосчатыми известняками, имеющими выдержанный химический состав. Они при дроблении издают запах сероводорода, иногда обогащены углистым и битуминозным веществом. Местами в подошве свиты залегают мелкозернистые песчанистые известняки со значительным содержанием зерен кварца. Изредка наблюдаются редкие прослои углистых сланцев и доломитов, особенно в верхней части горизонта. Верхний горизонт сложен кремнистыми и кремнисто-глинистыми сланцами.

Реконструкция литологической и тектонической обстановок того периода показывает, что хинганский комплекс сформировался в условиях достаточно дифференцированной складчатой области миогеосинклинального типа. Разнообразие типов седиментации и влияние вулканизма, их значительная дифференцированность привели к образованию в хинганском комплексе промышленных концентраций железа, марганца, магнезитов, фосфоритов; в них также наблюдаются повышенные содержания редких элементов. Толщи хинганского комплекса испытали относительно слабый региональный метаморфизм (низкие субфации зеленосланцевой фации) или региональный эпигенез. На контактах с палеозойскими гранитоидами они претерпели разнообразные по степени и характеру контактово-метаморфические и метасоматические преобразования. Контактовый метаморфизм заключается в минерально-структурных изменениях пород и в определенном привносе вещества (щелочей, кремнезема, серы, железа, меди и др.) из магматических тел.

В фанерозое в ряде зон толщи докембрия (буреинский и хинганский комплексы) были подвергнуты неоднократному низкотемпературному диафторезу и гидротермальному метаморфизму преимущественно вдоль зон разломов и других крупных дизъюнктивных структур. Регрессивный и гидротермальный метаморфизм привел к существенным структурным и вещественным преобразованиям пород и характеризовался значительной неоднородностью проявления. Повсеместно отмечается развитие вторичных низкотемпературных минеральных ассоциаций по ранним, более высокотемпературным образованиям буреинского комплекса. Обычно эти ассоциации относятся к зеленосланцевой фации (хлорит, альбит, актинолит), реже к эпидот-амфиболитовой (эпидот, альбит, биотит). Изменения такого рода сопровождались привносом воды, углекислоты, натрия, серы. В измененных породах наблюдается мусковитизация, серицитизация, альбитизация, хлоритизация, окварцевание, эпидотизация, соссюритизация, сульфидизация, карбонатизация и т.п. Широко развиты катаклазиты, милониты, бластомилониты, что указывает на связь диафтореза с тектоническими движениями. В толщах хинганского комплекса здесь проявлена серицитизация, хлоритизация, аргиллитизация, пропилитизация и т.п.

Учитывая, что палеозойские гранитоиды местами подвержены диафторезу, местами нет, но соприкасаются с регрессивно измененными образованиями, можно заключить, что регрессивные явления различной степени и интенсивности проявлялись неоднократно в докембрии, палеозое и мезозое. В частности, абсолютный возраст некоторых диафторитов около 200 млн. лет (калий-аргоновый метод).

Несмотря на то, что породы докембрия Буреинского массива прошли сложные и неоднократные изменения, реликты первичного состава пород имеются во всех метаморфических образованиях, хотя их разнообразие и выраженность уменьшаются с возрастанием степени проявленности метаморфизма.

Минерагения буреинского комплекса определяется несколькими этапами и типами минерализации, преимущественно метаморфогенного типа. Первично-осадочные концентрации OB, карбонатов и глинозема обусловили наличие метаморфизованных месторождений мраморов, графита, силлиманита, кианита, граната, а золотосодержащие амфиболиты участвуют в создании золотых россыпей. Золотоносность также связана и с амфиболовыми гнейсами, и пегматитами на Малом Хингане. Отмечены проявления хромита в серпентинизированных ультрабазитах.

Хинганский комплекс несет промышленные месторождения железа и марганца (железистые кварциты, железо-марганцевые и марганцево-карбонатные руды рудоносной свиты, магнезитов (мурандавская свита), мраморов и цементного сырья; на контактах палеозойских гранитоидов с марганцевыми породами формировались родониты, в магнезиальных породах — бруситы.

Последующие фанерозойская геотектоническая активизация и магматизм обусловили формирование в докембрийских толщах Буреинского массива месторождений и проявлении олова, молибдена, боратов, свинца, цинка, меди, вольфрама, редких и других элементов. Эти концентрации элементов локализованы и в кристаллическом фундаменте и в рифейских толщах, и в фанерозойских осадочных, вулканогенно осадочных и вулканогенных образованиях третьего структурного этажа.

Металлогенические особенности фанерозойского периода развития массива существенным образом определяются составом толщ буреинского комплекса, характеризуемого повышенными содержаниями вышеназванных элементов. Для оловянной, молибденовой и другой минерализаций установлено их пространственное совпадение с участками повышенных содержаний олова, молибдена и других элементов в метаморфических толщах. Геохимические особенности палеозойских гранитоидов также коррелируются с геохимической специализацией супракрустальных образований буреинского комплекса. Это позволяет заключить, что в фанерозое при тектоно-магматической активизации Буреинского массива при формировании в его глубинных зонах магматических расплавов, при повторном метаморфизме, метасоматозе, гранитизации и анатексисе нижнепротерозойских толщ происходила мобилизация рудного вещества буреинского комплекса, вынос его в другие, преимущественно верхние горизонты, и локализация его в благоприятных структурных условиях.





Яндекс.Метрика