Химический состав (мас.%) и кристаллохимические формулы породообразующих минералов дайки спессартитов Бамского месторождения

Компоненты	1	2	3	4
S.Oj	52,46	61,66	52,32	41,17
TiOj	0,01	0,01	0,50	4,39
AljOj	30,65	20,15	2,80	12,49
Cr203			0,36
FeO	0,75	0,73	6,44	10,80
MnO			0,23	0,15
MgO	0,07	0,35	15,09	14,81
CaO	12,99	0,35	21,82	11,86
Na20	4,48	4,27	0,51	2,48
КгО	0,35	9.17		1.01
Сумма	101,76	96,68	99,07	99,17
Si	2,35	2,89	1,92	5,99
Ti			0,01	0,48
Al	1,62	1,11	0,12	2,14
Cu
Fe	0,03	0,03	0,20	1,31
Mn			0,01	0,02
Mg		0,03	0,84	3.21
Ca	0,62	0,20	0,87	1,85
Na	0,39	0,39	0,04	0,70
К	0,02	0,55		0,19
Сумма	5,04	5,02	4,02	15,90

Примечания 1 - плагиоклаз, 2 - калиевый полевой шпат, 3 - клинопироксен, 4 - бурая роговая обманка Микроаналиэатор JXA-5A Аналитик В И Сапин (ДВГИ ДВО РАН)

присутствие зерен бурой роговой обманки, аналогичной наблюдаемой в спессартитах, в количестве 5-6%, что может свидетельствовать об их гене­тическом родстве.

Керсантиты внешне серые и темно-серые порфировые породы с обиль­ными вкрапленниками таблиц плагиоклаза размером до 3-4 мм (до 50-70% объема) и темноцветных минералов - до 3-4 мм на фоне тонкозернистой основной массы с обилием листочков биотита. Среди вкрапленников преоб­ладают таблитчатые зерна плагиоклаза (60-70% их объема), призматичес­кие зерна клинопироксена составляют 25-30%, а пластинки биотита - 5- 10%. Иногда в породах наблюдается миндалекаменная текстура с миндали­нами размером до 5 мм, выполненными пренитом, хлоритом и карбонатом. Минеральный состав пород: андезин-лабрадор с узкой каймой олигоклаза - 45-60%, ортоклаз - 10-15%, биотит - 10-15%, клинопироксен - 10-20%, руд­ные минералы - 6-8%, кварц - до 2-3%. Акцессорные минералы: апатит, сфен, циркон. Структура пород порфировая, структура основной массы при­зматически зернистая. Основная масса состоит из тонких (0,1-0,3 мм) зе­рен плагиоклаза, калиевого полевого шпата, листочков красно-коричневого биотита, рудных минералов и зерен кварца.

Лампрофиры нередко карбонатизированы и хлоритизированы, более интенсивно изменены керсантиты. Эти процессы особенно характерны для даек в пределах Бамского рудного поля.

Возраст пород сирикского комплекса определяется тем, что они про­рывают породы тындинско-бакаранского и невачанского комплексов, а сами рассекаются дайками десовского и опеконского комплексов. Для пород пос­леднего имеются данные абсолютного возраста, определенного К-Ar мето­дом по валу в 142-105 млн лет, что позволяет в целом принять возраст даек сирикского комплекса раннемеловым.

Раннемеловой десовский дайковый комплекс

В его состав включены пространственно ассоциирующие дайки кварце­вых сиенит-порфиров, гранит-порфиров и субщелочных гранит-порфиров. Породы близки по минеральному составу и петрографическим характерис­тикам, но уверенно разделяются по химическому составу. Среди них преоб­ладают субщелочные гранит-порфиры и кварцевые сиениты, а гранит-пор­фиры пользуются подчиненным распространением.

Дайки десовского комплекса образуют значительные по площади поля в южной и юго-западной частях района - Западное, Центральное и Восточ­ное (рис. 14), - а также отмечаются в других его частях.

Протяженность даек комплекса достигает 2-2,5 км. Мощность даек, выявленных в коренном залегании, обычно 2-3 м, иногда 5-6 м. Залегание даек преимущественно крутое - 60-90', с падением пород как на юго-вос­ток, так и на северо-запад. Редко отмечается пологое (25-35") залегание тел гранит-порфиров с падением на юго-восток.

На контакте с вмещающими породами как докембрийского, так и мезо­зойского возраста (включая и самые молодые дайки сирикского комплекса) в дайках наблюдаются отчетливо выраженные зоны закалки мощностью 1-3 см, иногда до 5-10 см. Сложены они обычно породами с более тонкозер­нистой основной массой, чем в породах внутренних частей даек, которые нередко обладаюттрахитоидной текстурой. Зона закалки часто подчеркива­ется более темной розовой или синевато-бурой окраской, иногда состоит из темно-серой до черного стекловатой афировой породы с фельзитовой структурой.

Кварцевые сиенит-порфиры, гранит-порфиры и субщелочные гранит- порфиры характеризуются близким обликом и представляют собой светло­серые и розовато-серые порфировые породы. На фоне тонкозернистой ос­новной массы различаются зерна бесцветного прозрачного кварца и табли­цы полевых шпатов величиной до 2-3 мм. Иногда отмечаются редкие табли­цы плагиоклаза размером до 1 -1,5 см. В свежих породах различаются также пластинки биотита и длиннопризматические зерна роговой обманки (до 2 мм). Количество вкрапленников составляет 25-40%, структура пород пор­фировая, структура основной массы пород преимущественно микропегма­титовая и микропойкилитовая, реже отмечается сферолитовая, микрогра­нитовая и фельзитовая. Основная масса состоит из микролитов полевых шпатов и кварца с примесью листочков биотита и тонкой сыпи зерен рудных минералов. Вторичные минералы представлены альбитом, серицитом, кар­бонатом, хлоритом,эпидотом,пренитом.

Нижней возрастной границей для пород десовского комплекса служит факт прорывания ими пород сирикского комплекса, а верхней возрастной границей являются дайки опеконского комплекса, для которых имеются оп­ределения абсолютного возраста в 142-105 млн лет. Это позволяет считать возраст десовского комплекса раннемеловым.

Раннемеловой опеконский дайковый комплекс

В его состав включены дайки биотит-роговообманковых кварцевых мон- цодиорит-порфиров и гранодиорит-порфиров. Породы комплекса характе­ризуются тождественным минеральным составом и близкими петрографи­ческими особенностями. Они разделены по видам по результатам силикат­ного анализа Дайки комплекса пользуются широким развитием на рассмат­риваемой территории. Они образуют два отчетливо выраженных пояса суб­широтного простирания - Чубачинский и Опеконский, а также слагают об­ширное Глубокинское поле на юге территории (рис. 14).

Между кварцевыми монцодиорит-порфирами и гранодиорит-порфира- ми установлены постепенные переходы. Ш. Л. Абрамовичем с соавторами (1967 г.) выявлено зональное строение даек комплекса - центральные части даек сложены гранодиорит-порфирами, а краевые - кварцевыми монцодио- рит-порфирами. В истоках руч. Невачан установлены дайки, краевые части которых сложены магматическими брекчиями, состоящими из угловатых обломков чубачинских гранитоидов, сцементированных мелкопорфировы­ми породами даек. Количество обломков в брекчиях достигает 50-60%.

Наиболее молодыми интрузивными образованиями, которые рассека­ются дайками опеконского комплекса, являются дайки десовского комплек­са. На контакте пород опеконского комплекса с гранит-порфирами отмеча­ется зона закалки мощностью до 5-7 мм, а также наблюдаются ксенолиты гранит-порфиров.

Кварцевые монцодиорит-порфиры и гранодиорит-порфиры внешне близки и представляют собой полифировые, преимущественно крупнопор- фировые, реже среднепорфировые породы с отчетливо выраженными бе­лыми таблицами плагиоклаза до 5-7 мм, редкими крупными таблицами ка­лиевого полевого шпата - до 1-2 см, редко больше, пластинами биотита - до 5 мм, длиннопризматическими зернами роговой обманки - до 1 см, изо- метричными зернами прозрачного или серого кварца на фоне зеленовато- или розовато-серой основной массы. Количество вкрапленников варьирует в широких пределах - от 40 до 60-70%. Основная масса пород имеет пре­имущественно кварц-полевошпатовый состав .с примесью темноцветных минералов. Структура пород порфировая, структура основной массы в ос­новном микропегматитовая, нередко в сочетании с микрогранитовой или сферолитовой, реже отмечаются микропойкилитовая и микрогранитовая структуры.

Возраст пород комплекса основан на имеющихся радиологических оп­ределениях абсолютного возраста К-Ar методом по породам - 138-105 млн лет(Ш. Л. Абрамович и др., 1967 г.), 142 млн лет (Е. Н. Цеймахи др., 1980 г.), по вкрапленникам калиевого полевого шпата - 114 ±3 млн лет (Н. В. Котов и др., 1993 г.). Эти определения наряду с геологическими данными позволяют принять возраст даек опеконского комплекса как раннемеловой.

Бикинский дайковый комплекс

К нему отнесены дайки существенно роговообманковых кварцевых мон- цодиорит-порфиров. Дайки бикинского комплекса пользуются ограничен­ным развитием и в отличие от даек других комплексов не образуют отчетли­во выраженных поясов или полей. Единичные дайки бикинского комплекса отмечаются в различных частях территории, а наиболее часто встречаются в бассейне руч. Бикин. Простирание даек преимущественно субширотное. Протяженность даек не превышает первых сотен метров, редко достигая 500-1000 м. Мощность даек не более 3 м. Падение обычно крутое, субвер­тикальное. Контакты с вмещающими породами, как правило, прямолиней­ные или слабоизвилистые.

Дайки комплекса являются наиболее молодыми интрузивными образо­ваниями. Установлены взаимоотношения существенно роговообманковых кварцевых монцодиорит-порфиров с породами вышеперечисленных дайко- вых комплексов (рис. 27, 28). При этом в дайках бикинского комплекса на контакте с вмещающими их породами наблюдаются отчетливо выраженные зоны закалки мощностью до 1-2 см. По сравнению с аналогичными по со­ставу породами опеконского комплекса кварцевые монцодиорит-порфиры обладают более низкой кремнекислотностью, что не позволяет рассматри­вать их в составе единого комплекса из-за нарушения гомодромности.

Внешне кварцевые монцодиорит-порфиры - полифировые породы с плотной зеленовато-серой или темно-серой основной массой, на фоне ко-

о

2

4

6

6м

О EZLDQ

Рис 27 Взаимоотношения кварцевых монцодиорит-порфиров бикинского комплекса с керсантитами сирикского и кварцевыми монцодиорит-порфирами опеконского комплексов Вдоль контакта с вмещающими породами в дайке бикинского комплекса отмечается зона за­калки мощностью в 1 см (верховья руч. Бикин).

1 - керсантиты, 2, 3 - кварцевые монцодиорит-порфиры- опеконского (2), бикинского (3) комплексов; 4 - зона закалки

Рис 28. Взаимоотношения кварцевых монцодиорит-порфиров бикинского комплекса с гранит-порфирами десовского (а) и кварцевыми монцодиорит-порфирами опеконского (б) ком­плексов В породах бикинского комплекса отмечается зона закалки мощностью в 2-5 мм (1/2 натуральной величины)

1 - гранит-порфиры, 2, 3 - кварцевые монцодиорит-порфиры опеконского (2) и бикинс­кого (3) комплексов, 4 - зона закапки

торой выделяются порфировые, обычно крупные (до 5-6 мм) таблитчатые зерна полевых шпатов и длиннопризматические кристаллы роговой обман­ки (до 6-7 мм), редкие округлые зерна прозрачного кварца (до 3 мм), а также иногда крупные пластинки биотита (1-3 мм). Количество вкрапленников со­ставляет 25-35%. Акцессорные минералы: сфен, апатит, циркон, рудные минералы. Основная масса пород состоит из зерен полевых шпатов, кварца и игольчатой роговой обманки, иногда с примесью листочков биотита. Струк­тура основной массы преимущественно микропойкилитовая, реже призма­тически-зернистая. Плагиоклаз вкрапленников обладает зональным строе­нием: ядро - многозональный андезин № 30-46, узкая кайма - альбит. Рого­вая обманка темно-зеленая или буровато-зеленая, нередко зональная - с узкой более светлоокрашенной каймой (2V=80', CNg=12"), иногда содержит реликты бесцветного клинопироксена. Биотит плеохроирует от буро-корич­невого по Ng до светло-желтого по Np. Содержание биотита в породах би­кинского комплекса, в отличие от пород опеконского комплекса, никогда не превышает 5%, чаще всего составляет 2-3%.

Раннемеловой возраст даек бикинского комплекса принят условно. Дан­ные по абсолютному возрасту пород отсутствуют. Нижней возрастной гра­ницей является факт прорывания ими даек опеконского комплекса, для ко­торого установлен раннемеловой возраст.

2.3. ПЕГРОХИМИЧЕСКИЕ ОСОБЕННОСТИ ИНТРУЗИВНЫХ ПОРОД

Чубачинский комплекс

Кварцевые сиениты первой фазы по химическому составу (табл. 6) яв­ляются весьма низкотитанистыми (ТЮ₂=0,27-0,64%), весьма высокоглино- земистыми (аГ=3,7-6,9), умеренно- и высокожелезистыми (К_ф=62-88) поро­дами калиево-натриевой серии. По соотношению Si0₂ и (Na^+I^O) кварце­вые сиениты в подавляющем большинстве относятся к субщелочной серии и лишь в одном случае - к нормальной серии. Для пород характерно преоб­ладание Na₂0 над К₂0 (в 9 пробах из 11) и высокие значения коэффициента агпаитности (К_а=0,67-0,78). Высокие значения отношения Fe³/Fe³+Fe² (в сред­нем 0,51) свидетельствуют об окислительных условиях формирования квар­цевых сиенитов. Удельная глиноземистость пород AI/(2Ca+Na+K) в среднем составляет 0,9, что наряду со значениями ⁸⁷Sr/⁸⁶Sr<0,708 (табл. 4) и петрог­рафическими признаками (наличие амфибола, магнетита и сфена) позволя­ет отнести кварцевые сиениты первой фазы к образованиям J-типа.

Граниты второй фазы охарактеризованы 9 пробами (табл. 6). Это низ- котитанистые (ТЮ₂=0,12-0,20%), весьма высокоглиноземистые (al-6,16-9,37), умеренно- и высокожелезистые (К_ф=64-82) породы нормальной щелочности (Na₂0+K₂0=7,30-8,09) (рис. 29). По соотношению щелочей эти породы отно­сятся к калиево-натриевой серии, с натриевой специализацией щелочей - Na₂0/K₂0=1,06-2,56, что обусловлено постмагматической альбитизацией гранитов. Степень альбитизации можно оценить с помощью коэффициента альбитизации (K_a6=100Na₂0/Si0₂-6,6Na₂0 мол. кол-ва), предложенного В. А. Махининым и Т. А. Федосеевой (1964). Согласно расчетам К_а6, для гра­нитов он варьирует от 8,4 до 13,0%, что в целом свидетельствует о слабой альбитизации. Для сравнения: в гранитоидах, не затронутых альбитизацией, К_а6 варьирует от 2,6 до 6,9%, в интенсивно измененных достигает 40-60%. Коэффициент агпаитности (К_а) для гранитов составляет 0,73-0,76.

Субщелочные граниты охарактеризованы 20 пробами (табл. 6). Они от­личаются от гранитов как большей щелочностью, что позволяет отнести их к субщелочной серии, так и несколько большей магнезиальностью и извест- ковистостью. Это низкотитанистые (Ti0₂=0,08-0,51%), преимущественно весьма высокоглиноземистые (в 18 случаях из 20) и крайне высокоглинозе- мистые породы с умеренной и высокой железистостью (К_ф=65-90). По соот­ношению щелочей это также породы калиево-натриевой серии, в основном с натриевой специализацией щелочей (Na₂0/K₂0>1). Калиевая специализа­ция щелочей отмечается лишь в двух случаях. Коэффициент альбитизации в

Компо­ненты	1			2		3		4		5			6			7
	X	S	X		S	X	S	X	S	X	S	X		S
Si02	65,73	1,40	71,87		0,77	70,33	1,24	74,19	0,83	73,75	0,68	76,11		1.52	74,66
тюг	0,53	0,12	0,16		0,03	0,27	0,12	0,10	0,04	0,09	0,03	0,10		0,08	0,04
А1гОэ	16,57	0,61	14,83		0,28	15,36	0,54	13,78	0,48	14,14	0,52	12,27		0,61	13,31
Fe203	1,56	0,21	0,82		0,15	0,87	0,35	0,70	0,35	0,67	0,09	1,14		0,58	0,50
FeO	1,34	0,41	0,62		0,19	0,69	0,28	0,39	0,12	0,38	0.11	0,50		0,27	0,29
МпО	0,03	0,01	0,02		0,01	0,02	0,01	0,01	0,04	0,03	0,04	0,01		0,01	0,01
MgO	1,12	0,36	0,58		0,19	0,50	0,23	0,38	0,14	0,31	0,09	0,20		0,02	0,20
CaO	2,83	0.71	1,80		0,38	1,88	0,39	1,56	0,29	1,32	0,25	0,81		0,34	1,22
Na20	5,80	0,31	4,57		0,42	4,47	0,55	4,12	0,23	4,30	0,44	3,16		0,37	3,90
КгО	3,52	0,93	3,26		0,65	4,28	0,63	3,52	0,63	4,01	0,43	5,06		0,71	4,86
P2Os	0,18	0,05	0,04		0,02	0,07	0,04	0,12	0,04	0,03	0,01	0,03		0,03	0,01
СОг	0,28	0,46	0,14		0,11	0,11	0,03	0,13	0,07	0,16	0,10
НгО	0,72	0,21	0,57		0,16	0,48	0,16	0,50	0,11	0,46	0,08	0,43		0,14	0,28
п п.п.	0,89	0,64	0,55		0,23	0,46	0,19	0,49	0,11	0,55	0,17	0,37		0,16	0,20
Сумма	100,13		99,72		0,51	99,71	0,61	99,80	0,40	100,15	0,37	100,09			99,26
п	11		9			20		7		5		5			1

Примечание 1- первая фаза: кварцевые сиениты, 2-5 - вторая фаза: граниты (2), субщелочные граниты (3), лейкограниты (4), субщелоч­ные лейкограниты (5), 6 - третья фаза- субщелочные лейкограниты, 7 - пегматиты Здесь и далее в таблицах. X - среднее арифметическое, S - среднее квадратичное отклонение, п - количество анализов

Мо_гО+К₂0,"ас.%

Рис. 29. Диаграмма SiOj-fNajO+KjO) для пород чубачинского комплекса.

1 - граница разделения магматических пород на группы по содержанию кремнезема; 2 - граница разделения пород нормальной и субщелочной серий; 3 - границы разделения семейств кислых пород; 4 - первая фаза: кварцевые сиениты; 5-7 - вторая фаза: граниты (5), субщелоч­ные граниты (6), лейкограниты и субщелочные лейкограниты (7); 8 - третья фаза: лейкограни- ты и субщелочные лейкограниты

породах варьирует от 6,7 до 16,1%, что свидетельствует о неравномерном и слабо выраженном процессе альбитизации. К_а для субщелочных гранитов составляет 0,75-0,83, что в целом несколько выше, чем для гранитов нор­мального ряда.

Лейкограниты и субщелочные лейкограниты второй фазы близки меж­ду собой по содержанию большинства петрогенных окислов (табл. 6), раз­личаясь по соотношению кремнекислоты и щелочей (рис. 29). Это крайне низкотитанистые (Ti0₂=0,04-0,15%), весьма высокоглиноземистые и крайне высокоглиноземистые (в двух случаях), умеренно- и высокожелезистые по­роды (К_ф=65-86). Они принадлежат калиево-натриевой серии с преимуще­ственно натриевой специализацией щелочей. Калиевая специализация ус­тановлена лишь в двух случаях из 12. В одном случае содержания щелочей равны. Коэффициент альбитизации составляет 7,4-11,4 %, а коэффициент агпаитности варьирует в пределах 0,65-0,84.

Для оценки геотектонических условий формирования гранитоидов вто­рой фазы использована диаграмма Батчелора и Боудена (Batchelor, Bowden, 1985), согласно которой они относятся к позднеорогенным (поле 4) и син- коллизионным (поле 6) образованиям (рис. 30).

Лейкограниты и субщелочные лейкограниты третьей фазы, учитывая близость содержаний петрогенных окислов (рис. 29, табл. 6), характеризу­ются совместно. Это крайне низкотитанистые, преимущественно весьма высокоглиноземистые (в 4 пробах из 5) и крайне высокоглиноземистые по­роды калиево-натриевой серии. В отличие от пород второй фазы, они явля-

1000 1500 2000 2500

3000

500

R,=4S<.-1HM0+K) -2 (Fe+Tu)

Рис 30 Диаграмма R,-R₂ (Batchelor, Bowden, 1985) для гранитоидов чубачинского и тын- динско-бакаранского комплексов.

Поля гранитов- 1 - мантийных фракционированных, 2 - доколлизионных; 3 - послеколли- зионных, 4 - позднеорогенных, 5 - анорогенных; 6 - синколлизионных; 7 - послеорогенных. 1- 3 - чубачинский комплекс, вторая фаза - граниты (1), субщелочные граниты (2), лейкограниты и субщелочные лейкограниты (3); третья фаза - лейкограниты и субщелочные лейкограниты (4), 5 - тындинско-бакаранский комплекс (граниты)

ются преимущественно ультракислыми (Si0₂ более 75%) породами с калие­вой специализацией щелочей (Na₂0/K₂0=0,40-0,84), несколько большей железистостью (К_ф=84-94) и характеризуются более высокими значениями коэффициента агпаитности (К_а=0,85-0,90). Коэффициент альбитизации для пород третьей фазы составляет 3,9-7,4%, что указывает на их крайне сла­бую альбитизацию.

Гранитоиды второй и третьей фаз характеризуются довольно высокими значениями удельной глиноземистости AI/(2Ca+Na+K) - 1,0-1,04, что, с од­ной стороны, связано с их площадной грейзенизацией, а с другой - может указывать на менее глубинные по сравнению с кварцевыми сиенитами усло­вия генерации исходных расплавов. По значениям удельной глиноземистос­ти, высокой окисленности железа (Fe³/Fe³+Fe²=0,51-0,67), присутствию маг­нетита, сфена, а в породах второй фазы нередко и роговой обманки грани­тоиды чубачинского комплекса отнесены к J-типу.

Аинглинский комплекс даек и малых тел

По соотношению кремнезема и щелочей (содержание Na₂0+K₂0 более 8,1%) мелкозернистые граниты принадлежат к субщелочной серии (табл. 7). Это крайне низкотитанистые (ТЮ₂ менее 0,15%), весьма высокоглиноземи- стые породы (аГ=8,4-15,1), что обусловлено в целом их высокой лейкокра- товостью (f=0,99-1,9). Граниты отличаются от лейкогранитов натриевой спе­

циализацией щелочей (Na₂0/K₂0 в грани­тах составляет 1,06-2,36, в лейкогранитах - 0,84) и более низкими значениями коэф­фициента агпаитности (0,76-0,78 в грани­тах и 0,82 в лейкогранитах).

Тындинско-бакаранский комплекс

По химическому составу габбро пер­вой фазы (табл. 8) - это весьма и умерен­но низкотитанистые, умеренно- и высоко­глиноземистые (al'=0,98, 1,32) породы ка­лиево-натриевой серии, с отчетливо выра­женной натриевой специализацией щело­чей (Na₂0/K₂0=2,7 и 4,7). По соотношению Si0₂ и (Na.jO+Kj.O) породы принадлежат к нормальной серии (рис. 31).

Биотит-пироксеновые кварцевые мон­цодиориты первой фазы являются умерен­но низкотитанистыми (ТЮ₂=0,86-1,11), вы­сокоглиноземистыми (аГ=1,34-1,89), уме­ренно железистыми (К_ф=58,8-68,1) порода­ми калиево-натриевой серии, с натриевой специализацией щелочей (Na₂0/ К₂0=1,06-1,57). Это преимущественно мезофемические породы (в 5 пробах из 7), и лишь в двух случаях установлен лейкократовый уклон (f < 10). Породы характеризуются высокими значениями коэффициента аг­паитности - 0,51-0,61.

Биотит-роговообманковые кварцевые монцодиориты второй фазы, в отличие от аналогичных пород первой фазы, являются преимущественно весьма высокоглиноземистыми породами (в 4 случаях из 5), что отражает их лейкократовый состав (f=7,8-8,7), а также характеризуются более низкой титанистостью (Ti0₂=0,64-0,71) и большими значениями К_а (0,60-0,68). Это тоже умеренно железистые (К_ф=57,0-65,2) породы, принадлежащие калие­во-натриевой серии, с натриевым уклоном щелочей. По соотношению крем- некислоты и суммы щелочей породы относятся к субщелочной серии и лишь в одном случае - к нормальной серии. В последнем случае порода отнесена к кварцевым монцодиоритам с учетом содержаний калиевого полевого шпа­та и его доли в сумме полевых шпатов.

Таблица 7 Химический состав (мас.%) пород аинглинского комплекса

ком­	1	2	3
по­
нент	1356-1	6568-4	1204
Si02	72,72	70,05	73,54
ТЮг	0.15	0,13	0,05
А120з	14,62	16,18	14,08
FejOj	0,83	0,64	0,44
FeO	0,55	0,63	0,26
МпО	0,01
MgO	0,36	0,26	0,23
CaO	1.73	2,16	0,98
NajO	4,26	5,88	3,92
КгО	4,01	2,49	4,68
P205	0,06	0,02
СОг			0,11
H20*	0,53	0,35	0,63
П П n	0,45	0,30	0,59
Сумма	98,55	99,09	99,51

Примечание. 1,2- субще­лочные граниты, 3 - субщелочные лейкограниты

Гранодиориты охарактеризованы 8 анализами (табл. 8). Это, как и био­тит-роговообманковые монцодиориты, весьма низкотитанистые (ТЮ₂=0,42- 0,69), весьма высокоглиноземистые (аГ=2,06-3,97), умеренно- и реже высо­кожелезистые (К_ф=63,0-79,2 ) породы, принадлежащие к калиево-натриевой серии и обладающие натриевой специализацией щелочей (Na₂0/K₂0=1,01- 1,19). От кварцевых монцодиоритов второй фазы их отличает более высокая кремнекислотность при сохранении одинакового уровня щелочности (рис. 31).

Таблица 8

Компо­ненты	1	2	3		4	5		6		7	8	9		10
	430	438	X	S	3978A	X	S	X	S	X	X	X	S	3991-2
Si02	47,10	51,70	57,53	1,63	56,85	61,60	0,83	64,95	1,30	71,06	73,40	68,72	2.17	76,06
Т102	0,56	1,21	0,96	0,12	0,97	0,69	0,03	0,59	0,10	0,24	0,18	0,33	0,10	0,15
А1гО]	18,00	17,63	16,50	0,39	16,01	15,84	0,38	14,98	0,59	15.16	13,65	15,97	1,13	12,32
Fe203	3,63	4,24	3,07	0,67	3,53	2,53	0,36	2,26	0,37			0,88	0,33	0,76
FeO	5,17	4,08	3,23	0.98	3,53	2.28	0,12	2,09	0.39	2,301	1,95*	1,83	0,34	0,57
МпО	0,11	0,12	0,08	0,02	0,12	0,07	0,004	0,06	0,01			0,06	0,02	0,01
MgO	9,49	5,00	3,70	1,05	4,15	3,01	0,43	1.97	0,52	0,40	0,47	1,09	0,43	0,16
CaO	10,61	8,32	5,91	1,04	5.77	4,26	0,39	4,14	0,74	2,30	1,59	2,49	0,79	1.01
Na20	2,21	3,47	3,74	0,15	3,49	3,76	0,14	3,80	0,23	4,28	3,53	4,08	0,35	3,62
K20	0,47	1.27	3,16	0,59	2.40	3,43	0,19	3,36	0,18	3,40	4,11	3,68	0,63	4,51
P2Os	0,08	0,29	0,28	0,03	0,25	0,20	0,01	0,15	0,02			0,07	0,07	0,03
C02	0,15	0,42	0,15	0,11	0,13	0,10	0,00	0,12	0,05					0,10
H20	1,92	1,92	1,03	0,27	1,45	1,09	0,38	1.01	0,24					0,40
П.П.П.	1,50	1,80	0,87	0.17	1,40	0,98	0,21	0,85	0,13			0,37	0,24	0,40
Сумма	101,00	101,47	100,04	0,49	100,22	99,75		100,30						100,00
			7			5		8		4	5	14

5		/ ;	U ! ■
		• • -- iZ*
с			г ^ I
	5	5	" I

44 46 48 50 5254 56 58 60 62 64 66 68 70 72 74 76 78

□EL 02 Шз ЕЗ4 CDs H< 5ю₂._мас._%

Рис. 31. Диафамма Si0₂ - (Na^CH-K^O) для пород тындинско-бакаранского и невачанского комплексов.

1 - граница разделения магматических пород на группы по содержанию кремнезема; 2 - граница разделения пород нормального и субщелочного ряда; 3 - граница распространения кварца более 5%; 4 - границы разделения семейств кислых пород; 5, 6 - породы комплексов: тындинско-бакаранского (5), невачанского (6)

В целом по составу пород и концентрациям в них редких элементов гранитоиды тындинско-бакаранского комплекса близки к образованиям ак­тивных континентальных окраин (Кузьмин, Антонов, 1980). При учете фор­мирования гранодиорит-гранитовых массивов при столкновении Монголо- Охотского массива с краем Сибирской платформы они рассматриваются как коллизионные образования (Геохимическая эволюция..., 1993). Такая оценка геодинамической обстановки формирования тындинско-бакаранских гранитоидов подтверждается расчетом коэффициентов R, и R₂ по Батчелору и Боудену, согласно которым средние составы гранитов попадают в область сочленения синколлизионных, позднеорогенных и послеколлизионных об­разований.

Невачанский интрузивный комплекс

По химическому составу монцодиориты (табл. 9) - это умеренно низко­титанистые, высокоглиноземистые (аГ=1,38-1,6), умеренно железистые (К_ф=58,6-67,2), мезофемические породы (f =11,3-12,0) калиево-натриевой серии, с натриевой специализацией щелочей (Na₂0/K₂0=1,35-1,36). По со­отношению кремнезема и суммы щелочей (рис. 31) породы относятся к суб­щелочной серии. Коэффициент агпаитности для них составляет 0,48-0,55.

Кварцевые монцодиориты (табл. 9) являются умеренно низкотитанис­тыми (Ti0₂=0,66-0,90%), как высокоглиноземистыми (в 2 пробах из 4), так и весьма высокоглиноземистыми, умеренно железистыми (^=64,9-70,2), пре-

Таблица 9

Компо­ненты		2		3	4		5
		X	S		X	S		X	S
SIOj	54,87	60,40	2,25	67,34	66,80	0,36		67,27	0,48
тю2	1,15	0,75	0,12	0,37	0,40	0,04		0,37	0,01
AI2O3	17,15	16,36	0,72	15,75	15,51	0,31		15,35	0,24
Fe203	3,66	3,15	0,69	1.37	1,58	0,29		1,65	0,17
FeO	3,73	2,64	1,05	1,01	1,18	0,17		0,99	0,12
MnO	0,10	0,08	0,02	0,02	0,04	0,01		0,05	0,01
MgO	4,23	2,67	0,47	1,15	1,24	0,25		1,08	0,29
CaO	6,35	4,16	0,71	2,34	2,09	0,33		2,53	0,28
Na20	3,61	3,92	0,29	4,69	4,70	0,23		4,33	0,33
K20	2,67	4,00	0,14	3,50	3,63	0,09		3.57	0,19
Рг05	0,35	0,26	0,07	0,12	0,14	0,02		0,12	0,02
S03	0,10	0,10		0,10	0,10			0,10
C02	0,10	0,10		0,15	0,86	0,25		0,24	0,09
HjO.	1,68	0,91	0,20	0,83	1,90	0,05		1,21	0,19
n.n n.	1,60	0,63	0,18	0,84	2,02	0,32		1,42	0,19
Сумма	101,24	99,92		99,55	101,50			100,17
n	2	4		2	5			4

Примечание. 1- монцодиориты; 2 - кварцевые монцодиориты; 3 - кварцевые сиени­ты; 4, 5 - кварцевые сиенит-порфиры береэитиэированные (4), пропилитиэированные (5).

имущественно лейкофемическими (в 3 случаях из 4) и мезофемическими породами калиево-натриевой серии, как с калиевым (50% случаев), так и натриевым типом щелочности. По соотношению Si0₂ и (Na₂0+K₂0) они отно­сятся к субщелочным породам. Для них характерны высокие значения К_а - 0,60-0,69. По сравнению с аналогичными породами тындинско-бакаранско- го комплекса они являются более кремнекислыми и щелочными, а также менее титанистыми и известковистыми породами преимущественно с лей- кофемическим уклоном.

Неизмененные мелкозернистые кварцевые сиениты и слабо изменен­ные (как пропилитизированные, так и береэитиэированные) кварцевые сие­нит-порфиры Невачанской интрузии близки по химическому составу (табл. 9) и значениям важнейших петрохимических характеристик и поэтому характе­ризуются совместно. Это низкотитанистые (ТЮ₂=0,36-0,46 %), весьма высо­коглиноземистые (аГ=3,4-4,7), в основном умеренно железистые (К_ф менее 75 в 10 пробах из 11) и высокожелезистые породы калиево-натриевой се­рии, с натриевой специализацией щелочей (Na₂0/K₂0=1,1-1,4). По соотно­шению Si0₂-(Na₂0+K₂0) породы относятся преимущественно к субщелоч­ной серии, за исключением пропилитизированных кварцевых сиенит-пор- фиров с юга Невачанской интрузии.

Сирикский дайковый комплекс

Диабазы - это умеренно низкотитанистые, умеренно глиноземистые (al'=0,87), низкожелезистые (К_ф=51,5) мезократовые (f=17,3) породы нор­мального ряда (рис. 32), по соотношению щелочей принадлежащие к натри­евой серии (Na₂0/K₂0=5,3). Коэффициент агпаитности составляет 0,33.

Спессартиты, как и диабазы, являются умеренно низкотитанистыми (ТЮ₂=1,07-1,21%), низкожелезистыми, как высокоглиноземистыми, так и умеренно глиноземистыми породами, но принадлежат к субщелочным об­разованиям (табл. 10, рис. 32) калиево-натриевой серии (Na₂0/K₂0= 1,1- 1,6). Породы характеризуются высокими значениями коэффициента агпаит­ности (К_а=0,49-0,54), что связано с их повышенной щелочностью, и коэффи­циента фемичности (f=15,1-17,1), отражающего их меланократовость.

Керсантиты, как и спессартиты, умеренно низкотитанистые (ТЮ₂=0,88- 1,09), умеренно- и низкожелезистые (К_ф=49,9-65,5%), преимущественно высокоглиноземистые и умеренно глиноземистые породы субщелочного ряда, принадлежащие к калиево-натриевой серии. По соотношению Nap/KjO пре­обладают породы с натриевой специализацией щелочей. По сравнению со спессартитами керсантиты характеризуются большими вариациями значе­ний К_а - 0,39-0,68 и f - 12,3-17,0.

Рис. 32. Диаграмма Si0₂ - (Na^O+KjO) для пород раннемеловых дайковых комплексов.

1-4 - см на рис 29 Породы дайковых комплексов: 5, 6 - сирикского (5 - диабазы, 6 - лампрофиры). 7 - десовского; 8 - опеконского; 9 - бикинского

Десовский дайковый комплекс

Гранит-порфиры десовского комплекса близки по содержанию боль­шинства петрогенных окислов, характеризуются отсутствием значимых раз­личий в распределении важнейших петрохимических параметров между сла- бопропилитизированными и березитизированными разностями и поэтому описываются совместно (табл. 11). Это весьма низкотитанистые (ТЮ₂=0,15- 0,45%), весьма высокоглиноземистые (al'=3,2-6,9), преимущественно уме­ренно железистые и высокожелезистые (К_ф более 75%) породы, принадле­жащие калиево-натриевой серии, как с натриевой, так и с калиевой специа­лизацией щелочей. По соотношению кремнезема и щелочей породы отно­сятся к субщелочной и нормальной сериям (рис. 32).

Компо-	1	2	3	4	5	6	7	8	9	10	11	12	13	14
	P-557-1	3737-1	6503-1	4-5/3	6503-3	1073	3495-2	3737-2	3756	6509-1	3899-1	K-501-1	4-6/4	4-6/5
Si02	50,61	47,22	51.83	51,60	53,20	47,61	55,00	51,85	52,55	54,40	54,15	56,38	44,34	46,67
TiOa	0,B6	1,08	1,15	1,32	1,07	1,07	0,88	1.21	1.01	1,05	1,09	1,00	1.13	1.10
А1г03	14,19	14,57	15,11	14,62	15,82	14,69	16,58	16,54	17,01	15,27	16,73	16,35	11,09	13,09
Fe203	3,10	3,46	3,35	3,05	4.03	3,53	3,16	3.11	2,87	3,22	3,39	4,48	2,50	1.94
FeO	5,31	4,59	4,13	3,06	4,16	4,41	3,48	4,65	3,74	3,88	3,80	2,76	5,22	5,36
МпО	0,14	0,11	0,12	0,13	0,11	0,06	0,10	0,12	0,10	0,11	0,10	0,06	0.11	0.10
MgO	7,91	7,84	6,38	9,81	5,70	7,97	5,44	5,82	5,53	5,24	4,64	3,82	10,14	9.04
CaO	9,63	10,69	6,78	4,66	7,06	7,89	4,25	7,41	6,41	6,92	6,44	6,17	6,87	6,46
NaaO	2,51	2,73	3,33	2,32	3,38	2,60	4,01	3,18	3,79	3,30	3,21	3,78	1,48	1,95
КгО	0,47	2,47	2,08	4,19	2,80	1,34	4,25	3,01	3,31	2,80	2,92	3.52	3,46	3,51
P2Os	0,28	0,60	0,30	0.42	0,30	0,28	0,23	0,41	0,34	0,26	0,28	0,32	0,37	0,39
C02	0,10	0,19	0,20		0,10	0,10	0,10	0,10	0,10	0,10	0,10	0,10
S03	1,96	1.72	1,56		0,35	2,86	0,31	0,11	0,20	0,35	0,13	0,26
H20*	2,52	1,86	2,55		1,80	4,21	2,13	1.43	1,97	2,05	2,07	1,29
п.п.п.	4,63	3,43	3,50	3,17	1,35	6,09	1,86	1.18	1,80	1,90	2,15	1.16	13,04	9,95
Сумма	104,12	102,56	102,37	99,95	101,13	104,61	101,68	100,03	100,63	100,75	101,10	101,35	99,83	99,74

Химический состав (мас.%) пород сирикского комплекса

Примечание. 1- диабазы; 2-5 - спессартиты. первой генерации (2-4), второй генерации (5); 6-14 - керсантиты. Пробы 4-5/3, 4-6/4,5 из коллекции Г. В. Ботрякова

Кварцевые сиенит-порфиры отличаются от гранит-порфиров более низ­кими содержаниями кремнекислоты при сохранении такого же уровня ще­лочности (рис. 32). Это тоже весьма низкотитанистые (ТЮ₂=0,33-0,51%), весьма высокоглиноземистые (al'=2,9-4,1), умеренно железистые (в 6 про­бах из 8) и высокожелезистые породы, принадлежащие калиево-натриевой серии, как с калиевым (в 60% случаев), так и натриевым типом щелочности.

Опеконский дайковый комплекс

Химический состав пород опеконского комплекса охарактеризован по слабо гидротермально-измененным породам (табл. 12). На диаграмме Si0₂- (Na₂0+K₂0) фигуративные точки находятся в полях семейств субщелочных кварцевых диоритов-кварцевых монцонитов, гранодиоритов и в меньшей степени кварцевых диоритов (рис. 32).

Кварцевые монцодиорит-порфиры - это умеренно низкотитанистые (Ti0₂=0,48-0,92%), весьма высокоглиноземистые и реже высокоглиноземи- стые, преимущественно умеренно железистые (К_ф менее 75%), редко высо­кожелезистые породы. По соотношению Na₂0/K₂0 породы относятся к кали- ево-натриевой серии с натриевым, реже калиевым типом щелочности. По значению коэффициента фемичности породы имеют в большинстве случаев

Таблица 1 2

Компо­ненты	1		2		3		4		5
	X	S	X	S	X	S	X	S	X	S
аог	62,81	1,28	63,46	0,43	65,62	1.24	65,10	1,20	59,92	1,44
ТЮг	0,63	0,13	0,55	0,07	0,50	0,07	0,51	0,07	0,80	0,15
А1гОэ	15,62	0,45	15.77	0,68	15,37	0,30	14.80	0,08	15,83	0,61
РегОэ	2,87	0,72	2.08	0.33	2,02	0,43	2,30	0,64	2,44	0,20
FeO	1,97	0,72	1,95	0,41	1,58	0,33	1,60	0,43	2,98	0,81
MnO	0,07	0,01	0,07	0,02	0,06	0.01	0,06		0,08	0,01
MgO	2,12	0,21	1,95	0,41	1,61	0.51	1,58	0,55	3,52	0,93
CaO	3,44	0,85	3,44	0,33	3,08	0,23	3,38	0,95	4,68	0,91
Na20	3,73	0,18	3,83	0,28	3,76	0,28	3,89	0,31	3.75	0,25
K20	3,52	0,49	3,59	0,38	3,70	0,37	3,62	0,33	3,25	0,31
P2Os	0,21	0,03	0,18	0,04	0,15	0,02	0,14	0,04	0,23	0,03
C02	0,47	0,44	0,90	0.62	0,25	0,32	0,77	0,66	0,46	0,28
H20	1,48	0,37	1,73	0,29	1,37	0,41	1,41	0,36	1,57	0,31
n.nn	1,64	0,86	2,36	0,99	1,42	0,63	1,98	0,83	1,68	0,98
Сумма	100,58		101,84		100.42		101,14		101,19
	9		5		6		4		6

Примечание. 1-4 опеконский комплекс: слабо пропилитиэированные (1), слабо бе­реэитиэированные (2) кварцевые монцодиорит-порфиры; слабо пропилитиэированные (3), слабо береэитиэированные (4) гранодиорит-порфиры; 5 - бикинский комплекс: кварцевые монцрди- орит-порфиры.

лейкократовый уклон (f <10) и лишь изредка являются мезофемичными. Они характеризуются высокими значениями коэффициента агпаитности (0,56- 0,72).

Гранодиорит-порфиры отличаются от кварцевых монцодиорит-порфи- ров более высокой кремнекислотностью и более низкой титанистостью (Ti0₂=0,41 -0,53%), преимущественно калиевой специализацией щелочей и в целом большими значениями коэффициента агпаитности (К_а=0,65-0,74). Это всегда высокоглиноземистые (аГ=2,3-3,7) и умеренно железистые по­роды, принадлежащие калиево-натриевой серии.

Бикинский дайковый комплекс

Химический состав (мас.%) даек опеконского и бикинского комплекса

По химическому составу (табл. 12) это низкотитанистые (ТЮ₂=0,62- 1,01%), преимущественно высокоглиноземистые и весьма высокоглинозе­мистые, низко- и умеренно железистые породы калиево-натриевой серии, с натриевым, иногда калиевым типом щелочности. По коэффициенту фемич- ности породы в 50% случаях являются мезофемическими и лейкофемичес- кими. Коэффициент агпаитности в породах варьирует от 0,58 до 0,65.

Основные выводы следующие:

• Чубачинский массив, в юго-западной части которого расположено Бамское золоторудное месторождение, имеет трехфазовое стоение: пер­вая фаза - кварцевые сиениты, вторая фаза - граниты и лейкограниты уме­ренной и повышенной щелочности, третья фаза - ультракислые лейкограни­ты. Формирование массива происходило в раннем протерозое, в обстанов­ке коллизии, в условиях мезоабиссальной фации глубинности из расплавов мантийного происхождения. Породы комплекса подвержены площадной по­стмагматической грейзенизации и альбитизации, а в областях развития ме­зозойских субвулканических образований, в том числе в районе Бамского месторождения, в них также широко проявлены процессы березитизации и пропилитизации. Предполагается, что массив разбит на серию субгоризон­тально залегающих пластин, надвинутых в южной части на архейские мета­морфические породы и гранитоиды Бакаранского массива;

• субширотные дайки субщелочных гранит-порфиров аинглинского ком­плекса формировались в условиях растяжения, вероятно, в континенталь­ной обстановке;

• гранитоиды тындинско-бакаранского комплекса слагают пояс круп­ных массивов вдоль границы Становой складчато-глыбовой системы с Мон­голо-Охотской геосинклинально-складчатой системой. Петрогеохимические особенности пород комплекса, а также наличие поперечной петрохимичес- кой зональности в размещении позднемезозойских интрузивных образова­ний по отношению к южной границе Становой области позволяют предпола­гать их формирование в связи с внутриконтинентальной субдукцией (Кузь­мин, Антонов, 1980). Кристаллизация пород происходила в гипабиссальных условиях из расплавов умеренной и повышенной щелочности, в окислитель­ных условиях;

• раннемеловые субвулканические образования (включая и дайковые комплексы) и близсинхронные им вулканогенные породы равной кремне- кислотности близки как по содержанию главных петрогенных окислов, так и по концентрации редких элементов. Они формировались в условиях малых глубин и сопоставимы с образованиями активных континентальных окраин и зон коллизии.

2.4. КРАТКАЯ ИСТОРИЯ ГЕОЛОГИЧЕСКОГО РАЗВИТИЯ

Рассматриваемый район находится в пределах Иликанского блока Ста­новой складчато-блоковой системы (Геологическая карта..., 1991), южного ограничения Сибирской платформы. Иликанский блок имеет линзовидную форму и вытянут в северо-западном направлении на 300 км. На севере он граничит со структурами Алданского щита. Блок характеризуется двухъ­ярусным строением. Фундамент его сложен метаморфическими породами иликанской серии, испытавшими многократные процессы гранитизации. Вер­хний ярус представлен продуктами мезозойской тектоно-магматической ак­тивизации.

Нижний ярус

Анализ петрохимических особенностей метаморфических пород сви­детельствует о том, что породы фундамента представлены вулканогенно- осадочными образованиями, метаморфизованными в амфиболитовой фа­ции. Первичными породами являлись вулканиты, близкие к бимодальной серии фации островных дуг, обрамлявших располагавшийся севернее кон­тинент. К центральным частям островных дуг приурочены вулканиты основ­ного и среднего состава, превращенные в амфиболиты, к краевым - вулка­ниты кислого состава (плагиогнейсы) и ассоциирующие с ними карбонат­ные (кальцифиры, мраморы) и кремнистые (кварциты) осадки. Высокожеле­зистые карбонатные осадки превращены в магнетит-амфиболовые кристал- лосланцы. Послойные инъекции метагаббро, по-видимому, являются релик­тами океанической коры.

Этот комплекс претерпел метаморфизм и складчатость в архейское время. В результате складчатости образовалась серия крупных коробчатых складок овальной в плане формы, осложненных зонами кливажа и мелкой складчатостью. Преобладающие наклоны крыльев складок 20-40°, прости­рание осей складок северо-западное и субмеридиональное. Кливаж неред­ко сопровождается перекристаллизацией фемических минералов с появле­нием крупночешуйчатого биотита, крупно- и гигантозернистого амфибола.

В раннем протерозое произошло заложение и раскрытие региональных разломов северо-западного простирания, вдоль которых внедрялись круп­ные гранитные интрузии чубачинского комплекса. Расположенный на рас­сматриваемой территории Чубачинский массив по геологическим и геофи­зическим данным представляет собой пологозалегающее лакколитообраз- ное тело с дифференцированным внутренним строением. Апикальная его часть осложнена куполовидными выступами, в ядерных частях которых об­нажены гранитоиды второй фазы чубачинского комплекса, а в межкуполь­ных пространствах сосредоточены ксенолиты и останцы кровли, сложенные метаморфитами архея. Выделены две купольные структуры - Чульбангринс- кая и Крестовская (рис. 33).

Располагающаяся в северо-западной части территории Чульбангринс- кая купольная структура имеет овальную в плане форму, слабо вытянутую в северо-западном направлении. Судя по трещинам отдельности и ориенти­ровке ксеноблоков, крылья структуры имеют пологий (20-35*) периклиналь- ный наклон. К юго-востоку от нее расположен западный фланг Крестовской структуры, ядерная часть которой сложена крупнозернистыми гранитоида­ми второй фазы внедрения чубачинского комплекса, а периферия - средне­зернистыми и гнейсовидными гранитами.

К нижнему ярусу условно отнесены субщелочные гранитоиды палео­зойского (?) возраста, слагающие компактные линейные ареалы дайковых тел в северной части площади. Дайки имеют субширотную ориентировку и приурочены к системе крутонаклонных трещин. В пределах ареалов, имею­щих северо-западную ориентировку, рои даек имеют эшелонированное рас­положение. Масштабы дизъюнктивных деформаций и магматизма этого этапа невелики. По-видимому, они представляют собой фланговые проявления

1 - эффуэивы среднего состава, 2 - граносиенит-порфиры невачанского комплекса; 3 - разломы; 4 - золоторудное месторождение; 5 - купольные выступы Чубачинского гранитоидно- го массива (4 - Чульбангринская, К - Крестовская); 6 - вулкано-плутонические структуры цен­трального типа (Б - Бамская, Г - Глубокинская), 7 - границы широкого распространения магма­тических комплексов поэднеюрско-раннемелоеого (J₃-K,) и раннемелового (К,) возраста; 8 - пликативные дислокации: антиклинали (а), синклинали (б); 9 - наклон кровли невачанской инт­рузии

крупных плутонов палеозойского возраста, расположенных западнее рас­сматриваемого района.

Верхний ярус

После длительной паузы тектонического покоя в мезозое произошла кардинальная перестройка ранее консолидированных структур и формиро­вание новых. Тектоно-магматическая активизация захватила главным обра­зом южную часть рассматриваемой площади, формируя Становую ороген- ную магматическую систему (Геологическая карта..., 1991). В начальные этапы активизации произошло заложение серии разломов северо-западного про­стирания, являющихся магмоконтролирующими на протяжении значитель­ного времени.

Вначале (поздняя юра-ранний мел) вдоль этих разломов произошло внедрение крупных масс гранитоидов тындинско-бакаранского комплекса. Основные массивы находятся южнее. Северная граница распространения их сателлитов располагается вдоль южного края рассматриваемой террито­рии.

В раннемеловое время в полосе между северной границей распростра­нения интрузий тындинско-бакаранского комплекса и южной окраиной ку­польных структур гранитоидов чубачинского комплекса в условиях растяже­ния произошло формирование серии разрывных нарушений северо-запад­ного субширотного простирания. По ним внедрялись магмы преимущественно среднего и кислого состава, формируя восточный фланг Северо-Станового вулканогенного пояса. Пояс отчетливо прослеживается к востоку, фиксиру­ясь вулкано-плутоническими постройками в бассейнах рек Гонам, Брянта и Сугджар, а в бассейне р. Уда сочленяется с Охотским вулканогеном. К запа­ду от рассматриваемой территории фрагменты пояса прослеживаются до правобережья р. Ларба. На рассматриваемой территории Северо-Становой пояс представлен полями субвулканических интрузий, даек невачанского, сирикского, десовского, опеконского и бикинского комплексов, а также вул­канитов среднего состава. На их фоне выделяются две структуры централь­ного типа: Бамское вулкано-плутоническое поднятие и Глубокинская вулка- но-тектоническая депрессия. Обе структуры хорошо дешифрируются на аэро­фотоматериалах по серии концентрических и радиальных разломов, выра­жены в геофизических полях и характеризуются широким развитием эффу- зивов (Глубокинская депрессия) или субвулканических интрузий (Бамское поднятие). С субвулканическими интрузиями и дайками этого этапа станов­ления региона парагенетически связаны поля развития метасоматитов про- пилитовой, березитовой и аргиллизитовой фаций, а также системы кварце­вых жил и прожилковых зон с золотой, серебряной и редкометалльной ми­нерализацией.

Начиная с позднего мела по современное время в регионе преоблада­ли экзогенные процессы. Они привели к выводу рудных тел на дневную по­верхность и их частичному или полному разрушению. В результате переот­ложения рудных минералов формировались россыпи золота.

История геологического развития района отчетливо подразделяется на два этапа: докембрийский и фанерозойский. Наиболее распространенные геолого-структурные комплексы формировались в течение архея и раннего протерозоя. В раннем архее в островодужных условиях накапливались вул­каниты и вулканогенно-осадочные породы, впоследствии метаморфизован- ные в амфиболитовой фации. Раннепротерозойское время характеризуется интенсивной гранитизацией субстрата. Второй - мезозойский - этап акти­визации начинается с внедрением гранитоидов бакаранского комплекса позднеюрского возраста, расположенных главным образом южнее рассмат­риваемого района. Затем в раннем мелу произошло становление вулкано­генного и дайковых комплексов. С ними пространственно и структурно свя­зано золотое, золото-серебряное и серебряное оруденение.