Геологическая разведка месторождения Когадырь VI (золото)

       К карбоновому вулкано-интрузивному комплексу относятся эффузивные и пирокластические породы, а также  их субвулканические аналоги, выполняющие крупную Бесмойнакскую мульду на юго-востоке описываемого района, и комагматичные им интрузии так называемого Узунсу-Карасуйского комплекса, развитые как в пределах самой мульды, так и по ее периферии. По составу породы вулканического комплекса отвечают андезитовым разностям с переходами от андезито-базальтов до андезито-дацитов, в средне-позднем карбоне присутствуют дацито-липариты.

       К породам интрузивного комплекса  карбона относятся габбро-диориты, кварцевые диориты, гранодиориты, сиенито-диориты, граниты, выделяемые в три субфазы формирования интрузивных массивов.

       Характерной чертой интрузивного магматизма карбонового  комплекса является необыкновенно  сильное воздействие на вмещающие  породы. Широко проявлены скарнирование  по известковистым породам и ороговикование.

       Весьма  обильна и разнообразна дайковая фация комплекса. Состав даек варьирует  от диоритов и сиенит-диоритов до гранитов, кварцевых  и фельзит-порфиров.

       Возраст формирования интрузивных пород  комплекса устанавливается достаточно отчетливо – средний-поздний карбон.

       Самые поздние в районе интрузивные  образования представлены дайковым комплексом пермского возраста. Выделение  этого комплекса пород на площади  Когадырского рудного поля проблематично. Широкое распространение они  получили в пределах Жамантинской вулкано-тектонической депрессии, в Бесмойнакской мульде. К указанному комплексу относятся дайки и мелкие штокообразные тела контрастного состава: диабазовые порфириты, фельзит-порфиры, ортофиры, сиенит-порфиры. Дайки пермского возраста достаточно широко распространены, но не образуют протяженных и выдержанных поясов.

     4.1.3 Тектоника

       Основную  роль в формировании описываемого района сыграли геосинклинальные и орогенные  процессы каледонского этапа и орогенные  процессы герцинского цикла. Значительное влияние оказали также первичная неоднородность кристаллического фундамента и глыбовые неотектонические движения.

       В пределах Чу-Кендыктасского антиклинория к структурам второго порядка  относятся обособившиеся на позднекаледонском  этапе развития собственно Кендыктасское  и Центрально-Чуйское поднятия, разделенные Агалатасским прогибом (рис.2.1).

       Центральную  часть Кендыктасского  поднятия слагают автохтонные раннепалеозойские  гранитоиды габбро–гранодиорит-плагиогранитной  ассоциации, в составе которой  выделяются кокпатасские габброиды (РR₃) и диориты, гранодиориты, граниты Курдай-Чатыркульского комплекса (О₃). Плитообразная морфология этих массивов и конформное залегание в докембрийских сланцах, амфиболитах и порфиритоидах подчеркивает простое строение купольной структуры общей северо-западной ориентировки.

       Центрально-Чуйское  поднятие представляется более однородным, выделяемые в его пределах блоки  сложены преимущественно раннепалеозойскими гранитоидами с многочисленными  шлирами пород протерозоя и также  представляют собой фрагменты сильно эродированного  гранито-гнейсового купола.

       Раннепалеозойский Агалатасский эвгеосинклинальный прогиб слагают складчатые сооружения нижней флишоидно-терригенно-кремнисто-карбонатной  щербактинской свиты (О_1-2) и верхней андезито-граувакковой  ргайтинской свиты (О₂), прорванные интрузиями Жаланаш-Майбулакского комплекса. В качестве структур третьего порядка выступают наложенные прогибы, оформившиеся в связи с процессами орогенеза в девоне и карбоне.

       Границами блоков первого и второго порядков являются продольные и поперечные долгоживущие блоковые разломы, имеющие характер взбросо-сдвигов.

       Наиболее  крупными продольными разломами, заложение  которых относится к раннекаледонской эпохе, являются Актасский, отделяющий Джалаир-Найманский синклинорий от Чу-Кендыктасского антиклинория, Северо-Чуйский, развитый по границе Кендыктасского поднятия и Агалатасского прогиба, и Южно-Чуйский, ограничивающий Агалатасский прогиб с юга.

       Из  поперечных блоковых разломов древнего заложения наибольшую роль в формировании структуры района сыграли Сугандинский, система субмеридиональных Когадырских разломов, субширотный Акчечекский разлом, система Новоалександровских разломов.

       Характерной особенностью района  является образование  на поздне-геосинклинальном и орогенных этапах  из продольных и поперечных блоковых разломов полукольцевых систем, обращенных выпуклостью к югу.

       Из  внутриблоковых продольных разломов наиболее крупными являются зоны, разделяющие  участки с различной степенью консолидации и обычно развивающиеся по границам протерозойских и рифейских толщ или вдоль их границы с раннепалеозойскими интрузивными массивами.

       Среди этих зон – Курдайский, Кокпатасский, Тасполинский и другие разломы, играющие важную роль в локализации наиболее ранних по времени проявлений рудных формаций.

       Разломы более высоких порядков развивались  как система оперения блоковых и  крупных внутриблоковых нарушений, наиболее распространены нарушения  высоких порядков северо-западной и  северо-восточной ориентировки, причем, на этапе каледонского орогенеза основная разрядка происходила по первой системе, а герцинского – по второй.

       Особый  тип структур представляют собой  слабо проявленные на поверхности, но хорошо выраженные в физических полях и на космических снимках  протяженные зоны ортогональной ориентировки.

       Особенностью   структур описываемого типа является их сквозь-блоковый характер, несмотря на значительные сдвиговые смещения по блоковым нарушениям. В каждом конкретном случае проявление отдельного линеамента  системы на поверхности бывают различными: это могут быть и реальные разломы (например, ветви Когадырского разлома - Акчечекский и Жаланашский разломы); дайковые пояса; полигональные ограничения позднеорогенных прогибов; прямолинейные контакты интрузий или их глубинных частей; зоны гидротермального метасоматоза и т.д. К узлам пересечения мощных ортогональных зон часто приурочены палеовулканические центры средне-позднедевонского возраста, такие, как Алты-Айгырский, Когадырский, Сугандинский, Курдайский интрузии позднедевонских аляскитов, а также рудные поля, отдельные месторождения и рудопроявления, связанные с орогенными этапами развития района.

     4.1.4 Морфология и параметры  рудных тел

       Позиция  золотого оруденения на месторождении  рассматривается на уровне трех рудогенных подразделений: минерализованная зона; рудоносная зона;  рудное тело.

       Минерализованная  зона, объединяет сближенные в пространстве и в различной степени минерализованные участки и отдельные зоны, которые охватывают краевую часть массива кварцевых диоритов на протяжении 900 м при ширине 200 м в южной части и 100 м в центральной части с тенденцией погружения на глубину и выклинивания к северу. Зона сопровождается ореолом распространения рассеянной сульфидной минерализации и представлена:

       -объемными  залежами с гнездообразной и тонко рассеянной вкрапленностью   пирита, реже халькопирита.

       -тыловыми, более локальными, линейными зонами  вдоль разломов мощностью от  первых метров до 20 м с прожилками, гнездами, линзами пирита, халькопирита  и других рудных минералов  продуктивного золото-пирит-халькопиритового минерального комплекса.

       Залегание минерализованных зон субсогласно  падению контактов интрузивного массива и основных рудоконтролирующих структур. На глубину не отмечается каких-либо существенных изменений  в морфологии и параметрах зон минерализации.

       Границы зоны минерализации нечеткие, с постепенными переходами от менее минерализованных участков к участкам с богатой  сульфидной минерализацией. Последние  чаще всего локализуются в узлах  сопряжения северо-западных и секущих  северо-восточных разрывных нарушений, где наиболее  проявлены и метасоматические  изменения внутренних зон березитов. Характерна приуроченность  густой сульфидной минерализации к системам разрывных нарушений близмеридионального – северо-западного направления, которые  сопровождались образованием отдельных трещин скола, отрыва и приразломных объемных зон трещиноватости, катаклаза, рассланцевания.

       Примером  этого служит близмеридиональная зона минерализации, приуроченная к северо-западному (II) и меридиональному (III) разломам в западной части  месторождения (Граф. прилож. 3), которая следится цепочкой  разобщенных участков с богатой сульфидной минерализацией и характеризуется наиболее полным проявлением на месторождении минеральных комплексов рудного этапа и пострудных кварц-карбонатных, барит-галенитовых жил (рис. 3.4). Именно здесь более всего предствлены, в целом слабо развитые на месторождении, кварцевые, кварц-сульфидные жилы с золотым оруденением. Они локализуются в непротяженных трещинах отрыва, скола самого различного направления: широтного, северо-западного, близмеридионального; ограничиваются секущими тектоническими трещинами  и имеют тупое окончание, либо выклиниваются, образуя линзы, что хорошо видно на планах расчисток № 184, № 238 (Граф. прилож. 29,30) и на зарисовке стенок шурфа № 6 (Граф. прилож. 28). Протяженность кварцевых жил не превышает 1-2 м, мощность от первых сантиметров до 0,6-0,8 м. Несколько иначе проявлена прожилковая пострудная  минерализация. Единичные баритовые жилы и более распространенные пострудные кварц-карбонатные, карбонатные жилы близмеридиональной ориентировки выдержаны по простиранию и имеют протяженность первые десятки метров до 100 м, мощность от 1см до 20 см в линзовидных раздувах. При выклинивании жилы расщепляются на ряд жил и прожилков (рис. 3.4, орт 22), в узлах сопряжения с разрывными нарушениями иного направления образуют тонкопрожилковую сетку, фрагментарные обрывки, ограниченные трещинами.

       Отмеченные  условия локализации сульфидной минерализации в достаточной  степени характеризуют основные особенности строения минерализованных зон и определяют  положение рудоносных участков.

       Рудоносные  зоны приурочены к системе северо-западных, близмеридиональных разрывных нарушений  двух основных направлений: аз. прост. 310⁰-320⁰, угол падения 65⁰-90⁰ на СВ (разлом I) и аз. прост. 340⁰-0⁰, угол падения 80⁰-90⁰ в обе стороны (разломы II-III), которые субпараллельны  восточному контакту интрузивного массива кварцевых диоритов. Рудоносные зоны выделяются по степени проявления и совмещения в пространстве следующих признаков: а) сульфидная минерализация; б) околорудные метасоматические изменения; в) концентрация золота и элементов – спутников в геохимических ореолах. Протяженность  и мощность рудоносных зон обусловлены, в первую очередь, масштабами развития сопряженной с основными тектоническими швами, контролирующими эти зоны, системы приразломной трещиноватости, в том числе субпараллельной им и секущей. При этом следует отметить, что наличие сопряженных разнонаправленных систем разрывных нарушений, трещиноватости в краевой части интрузии способствовало созданию, в  целом, единой рудоносной зоны в этой части массива, что отмечается на глубине по геологическим разрезам (Граф. прилож. 4-7). Контур рудоносной зоны можно ограничить, в общем виде, контуром развития рассеянной сульфидной минерализации, сопровождаемой ореолами золота и элементов-спутников: серебра, меди, висмута. Более локальные зоны березитизации, тяготеющие к вышеотмеченным разрывным нарушениям, подчеркивают стержневые  линии основных направлений рудоносных зон и определяют положение рудных тел.

         По структурно-морфологическим   признакам оруденение на месторождении  представлено следующими типами  руд:

1. Кварцевые, кварц-сульфидные линзы, залежи;
2. Минерализованные зоны с вкрапленным оруденением;
3. Тонкопрожилковые штокверки.

       Последние два морфологических типа формируют  прожилково-вкрапленное оруденение, превалирующее на месторождении  и дающее основную часть запасов. Следует отметить, что выделенные морфологические типы оруденения неразделимы в пространстве в силу однотипных структурных условий формирования оруденения на месторождении, т.е. они связаны между собой   пространственно и генетически.