Закономерности размещения золоторудной минерализации и прогноз рудоносности района Куангнам-Дананг, Вьетнам тема диссертации и автореферата по ВАК РФ 04.00.11, кандидат геолого-минералогических наук Май Чонг Ту

• Май Чонг Ту
• кандидат геолого-минералогических наук
• 1998

Оглавление диссертации кандидат геолого-минералогических наук Май Чонг Ту

ОГЛАВЛЕНИЕ

Введение

Глава I. Геологическое строение района Куангнам-Дананг

1.1. Краткая характеристика геологической изученности района Куангнам-Дананг

1.2. Стратиграфия

1.3. Магматизм

1.4. Тектоника

Глава II. Металлогенические особенности района Куангнам-Дананг

11.1. Блок Шонг Ре

112. Блок Хам Дык

11.3. Блок Шонг Ванг

11.4. Блок Шонг Бунг

11.5. Блок НонгШон

11 б. Статистические закономерности пространственного

размещения золоторудной минерализации

Глава III. Регионально-аномальные поля золоторудной

минерализации района Куангнам-Дананг

III. 1. Геологическое строение и минералого-геохимические особенности золоторудной минерализации регионально-

аномального поля Шонг Ванг

III.2. Геологическое строение и минералого-геохимические особенности золоторудной минерализации регионально-

аномального поля Хам Дык

III. 3. Сравнительная характеристика регионально-аномальных полей ^ Шонг Ванг и Хам Дык

Глава IV. Предпосылки и признаки рудоносности и прогноз перспективных площадей месторождений

малосульфидной золото-кварцевой формации

IV. 1. Ппредпосылки и признаки золоторудной минерализации

IV.2. Прогноз перспективных площадей для поисков месторождений

IV. 3. Некоторые вопросы оценки масштабности оруденения

IV.4. Краткая характеристика площадей высокой перспективности

Заключение

Литература

Введение диссертации (часть автореферата) на тему «Закономерности размещения золоторудной минерализации и прогноз рудоносности района Куангнам-Дананг, Вьетнам»

ВВЕДЕНИЕ

Провинция Куангнам-Дананг, как административная единица, находится в средней части Вьетнама и занимает площадь 11987 кв. км. На севере она граничит с провинцией Тхыа Тхиен, на юге с провинцией Куанг Нгай. На западе она имеет общую границу с Лаосом, а на востоке ограничена восточным морем. Население района составляет около 189000 чел. с плотностью 157 чел./кв. км. Для нее типичный тропический двухсезонный климат (сухой и дождливый), более 3/4 от общей площади представляют труднодоступные джунгли и отравленные американскими химическими бомбами, что является главной причиной слабой изученности геологии данного района.

Увеличение темпов геологоразведочных и поисковых работ для создания отечественной материально-сыревой базы, способствующей дальнейшему развитию горной промышленности, является одной из важнейших задач геологической службы Социалистической Республики Вьетнам, особенно в нынешнем переходе к рыночным условиям. С этой целью в последнее время был проведен ряд геологоразведочных и поисковых работ на всей территории Вьетнама, в частности и в районе Куангнам-Дананг, в котором были открыты многие месторождения и рудопроявления различных видов полезных ископаемых. Открытие ряда месторождений полезных ископаемых не только повышает показатель стабильного экономического роста, но и решает социальный вопрос - занятости местного населения. Кроме углей, урана, графита, строительных материалов, Куангнам-Дананг известен как богатый золотом район (месторождение Бонг Мйэу) Вьетнама, закономерность размещения, перспективность, а также и генезис которого до сих пор трактовались не однозначно.

В соответствии с существующими представлениями геологов Вьетнама, на территории СРВ проявились 5 основных эпох минерализации: неоген-четвертичная, позднемезозойско-кайнозойская, позднепалеозойско-раннемезо-зойская, ранне- среднепалеозойская и докембрийская. Считается, что в каждую

эпоху формировалась и золоторудная минерализация, которая сосредоточена в трех золото-металлогенических провинциях Северного, Центрального и Южного Вьетнама. Основное экономическое значение принадлежит объектам золото-сульфидно-кварцевой и золото-серебряной формаций. Наиболее крупные из известных месторождений расположены либо среди верхнепротерозойско-кембрийских отложений либо среди вулканогенных и вулканогенно-осадочных образований пермо-триасового возраста. Вместе с тем известны площади, где проявлена золоторудная минерализация, позиция которой иная, в связи с чем формационная принадлежность и промышленные масштабы остаются неопределенными. К таким площадям относится и территория района Куангнам-Дананг. Систематизация данных и анализ закономерностей размещения, уточнение геохимического и формационного типов, разработка предпосылок и признаков золоторудной минерализации

V» __ г"

данного района является актуальной проблемой, решение которой позволяет сделать правильный выбор перспективных площадей для поисков месторождений золота с промышленной значимостью.

Установление закономерностей размещения проявлений золоторудной минерализации и локализация перспективных площадей для поисков эндогенных месторождений золота в пределах района Куангнам-Дананг является главной целью этой диссертации и в связи с этим были сформулированы следующие задачи:

• провести тектоническое районирование территории района Куангнам-Дананг;

• выделить и оконтурить регионально-аномальные поля золоторудной минерализации;

• провести сравнительную минералого-геохимическую характеристику проявлений минерализации различных регионально-аномальных полей, уточнить их геохимический и формационный тип;

• установить статистически устойчивые связи золотого оруденения эндогенного типа с геологическими факторами, сформулировать его

предпосылки и признаки, провести районирование территории района Куангнам-Дананг по степени перспективности площадей для поисков месторождений золота эндогенного типа.

Данная диссертация включает 210 страниц состоит из четырех глав, введение и заключения, содержит 77 рисунков, включая цветные фотографии, 35 таблиц и список литературы из 87 наименований.

Диссертационная работа выполнена на кафедре «Методика поисков и разведки месторождений полезных ископаемых» Московской Государственной Геологоразведочной Академии» под руководством академика МАМР, доктора геолого-минералогических наук, профессора А. Н. Рокова, которому автор выражает самую искреннюю благодарность за постоянное внимание, поддержку и ценные советы во время аспирантуры и при выполнении данной работы.

Автору также оказали существенную помощь д. г.-м. н. проф. В. В. Аристов, д. г.-м. н. проф. В. М. Цейслер, д. г.-м. н. проф. Динь Ван Зиен, д. г.-м. н. проф. Нгуен Нгием Минь, д. г.-м. н. проф. Зыонг Дык Кием, к. м.-г. н. Нгуен Ван Лиен, к. м.-г. н. Фам Ги Лонг, которым автор выражает свою признательность. При проведении полевых работ и сборе материалов автору оказали большую помощь к. м.-г. н. Ле Ван Тхан, к. м.-г. н. Хо Выонг Бинь, к. м.-г. н. Тхай Куи Лам, Нгуен Виет Тхуат и Нгуен Ван Хыонг Всем им автор весьма благодарен. Автор благодарен за постоянное содействие и помощь профессорам, доцентам и сотрудникам кафедры методики поисков и разведки месторождений полезных ископаемых МГГА, а также всем сотрудникам геохимического отдела Института Геологии и Минеральных Ресурсов Вьетнама.

ГЛАВАI

ГЕОЛОГИЧЕСКОЕ СТРОЕНИЕ РАЙОНА КУАНГНАМ - ДАНАНГ

1.1. Краткая характеристика геологической изученности района

Куангнам-Дананг

История геологического изучения территории Куангнам-Дананг характеризуется периодически возникавшим интересом к этому району. В ней можно выделить три основных этапа. Первый этап, охватывающий период феодализма, включающего и время правления династии Нгуен, когда проводилась бессистемная отработка золотоносных россыпей в районе Бана-Хйэн. Завершением этого этапа можно считать конец XIX - начало XX веков, когда С. Фуш составил первую геологическую карту Индокитая в масштабе 1:4000000 (1882), а Е.Фуш и Е. Саладин, изучая угленосный бассейн Нонгшон-Хыуньен, разделили мезозойские осадочные образования на две толщи: «угленосные ретские породы» и «верхние морские лиатовые отложения» (1908).

Второй этап геологического изучения приходится на период Отечественной войны (1945-1975гг), когда была составлена геологическая карта Индокитая масштаба 1:250000 и разработана стратиграфия для территории Вьетнама, Лаоса и Камбоджи французскими геологами (Дж. Фромадже, 1952; Сауринэ, 1956). В последующем были составлены геологические карты Южного Вьетнама в масштабе 1:500000 в редакции Лэ Тхак Синь (1967) и Чан Ким Тхать (1974).

В этот же период проводились поиски и оценка месторождений золота Бонг Мйэу (Дегоутин и Коуниллон). Однако сведений об этих работах сохранилось очень мало.

Третий этап охватывает период после освобождения Южного Вьетнама и, в частности, Куангнам-Дананг с 1975г. и по настоящее время. Геологическое картирование проводилось в различных масштабах: территории Вьетнама в

масштабе 1:500000 (Чан Дык Лыонг, Нгуен Суан Бао, 1985), Вьетнама-Лаоса-Камбоджи в масштабе 1:1500000 (Фан Кы Тиэн, 1989) территории Хуэ-Куангнгай в масштабе 1:200000 (Нгуен Ван Чанг, 1985), района Тамки-Хйэпдыка в масштабе 1:50000 (Кат Нгуен Хунг, 1991) и района Дананг-Хойана 1:50000 (Кат Нгуен Хунг, 1995). В последнее время был проведен ряд научно-исследовательных работ по этому району. В первую очередь можно назвать работу Динь Ван Зиена под названием «Геология и полезные ископаемые Куангнам-Дананг», в которой автором с учетом новейших результатов геокартирования в масштабе 1:50000 и многих других проведенных на нем поисковых работ составлена геологическая карта масштаба 1:200000 (1995). Параллельно с тем также проведена работа по составлению металлогенической и прогнозной карт зоны Куангнам-Дананг в масштабе 1:200000 (Зыонг Дык Кием, 1994)

Геофизические исследования в районе проводились геофизическими экспедициями в различных масштабах, преимущественно на ограниченных площадях. Имеются сведения о проведении аэроспектрометрических работ на территории от Куангнам-Дананг до Куйнона и, в частности, изучении аэромагнитного поля (Чанг Ньо Лам, 1987).

Параллельно с геологическим картированием проводились геохимические работы в различных масштабах, результаты которых нашли отражение в работе «Геохимия Вьетнама. 1:1000000» (Нгуен Ван Хыонг, 1990).

До настоящего времени изучение территории в отношении полезных ископаемых было сосредоточено на месторождениях углей, урана и золота. Вопросам геологии месторождений и металлогении золота посвящен ряд работ Динь Конг Бао (1986), , Эпштейна и До Ван Фи (1986), До Хай Зунга (1990) и Нгуен Нгийем Миня (1995). Итоги поисково-разведочных работ нашли отражение в ряде отчетов (Фам Ван Чой, 1984; Лэ Дык Хунг, 1985; Буй Мйэн, 1986; Чан Куан, 1988; Динь Хыу Шам, 1989) и др.

-81.2. Стратиграфия

В геологическом строении континентальной части района Куангнам-Дананг принимают участие метаморфические, осадочные, и магматические образования от раннего протерозоя до неогена и четвертичного возраста включительно (рис.1).

Стратифицированные образования представлены метаморфическими, осадочными и вулканогенно-осадочными отложениями, слагающими основную часть рассматриваемой площади. Авторами геологических карт [58] они подразделены на комплексы Нгок Линь, Хам Дык, А Выонг, Лонг Дай и ряд толщ девона, карбона, перми, триаса, юры и неогена.

Ранний протерозой (РШ)

Нижнепротерозойские отложения представлены комплексом Нгок Линь, развиты в южной части территории и слагают северную часть Контумского массива. Комплекс Нгок Линь подразделяется на две толщи: Шонг Ре и Так По.

Толща Шонг Ре (РК^г) слагает два небольших выхода площадью от 100 до 120кв. км. По данным Дин Ван Зиен [45], породы толщи являются наиболее древними. В ее строении выделяются три части.

Нижняя часть представлена биотитовыми гнейсами, биотит-роговообманковыми плагиогнейсами, двуслюдяно-роговообманковыми плагиогнейсами с тонкими прослоями или линзами амфиболитов, кварц-полевошпат-кордиерит-силлиманитовых сланцев, кварц-полевошпат-слюдистых сланцев. Средняя часть сложена биотит-роговобманковыми гнейсами, биотит-роговообманковыми плагиогнейсами с тонкими прослоями кварц-биотит-амфиболовых сланцев. Верхняя часть характеризуется чередованием биотитовых гнейсов, биотитовых плагиогнейсов с кварц полевошпат-биотит-роговообманковыми сланцами. Породы сильно мигматизи-рованы и гранитизированы. Мощность толщи достигает 3000 м.

На некоторых участках площади распространения толщи наблюдается развитие пиритизации.

Провинция Тхыа Тхиен

г. Дананг

о 1 N2«^

М2ап з

Т3 п-г зд 6 Т3пас1

10 О^Ьа!

РРзв^ 115 РРзЁ^ 1б[^Р[МР

УУРаЬд«22 УргзЬд^З УыI 24 УР^Ьк^б' УРЯ^р ¡26 (ЗРГ^И) ¡27.|

¿УрЛ^ЗО

Рис. ). Геологическая карта района Куангнам-Дананг, масштаб 1:1000 ООО. Осадочные и вулканогенно-терригенные образования: I- четвертичные отложения; 2- толща Дай Нга;3- толща Ай Нгйа;4-толща Хыу Тянь;5-толща Бан Ко и Хе Рен; 6-толща Щыон Зыа: 7-толща Ан Дием;8-толща Шонг Бунг;9-толща Алин; ] 0-толща Тан Лам; 11-толща Бол Атек;12-толша Чао;13-толщаАшо;14-толща Ашан;15-толща Тиен Ан;16-толща Нуй Ву;17-толща Так По;18-толща Шонг Ре: Магматические комплексы: 19-комплекса Ба На;21-комплекса Хай Ван; 21-комплекс Ча Ван;22-комплекс Бензанг-Куэшон 2-ой и 3-ей фазы;23-первой фазы;24-комплекс Дай Лок;25-комплекс Бол Кол;26-комплекс Чу Лай;27-комплекс Ча Бонг;28-комплекс Та Ви;29-комплекс Хнэп Дык;30-комплекс Нам Нин;31-разрывные нарушения; 32-геологические границы.

Толща Так По (PRjtp) слагает основную часть площади северной части Контумского массива, входящей в район Куангнам-Дананг. Толща подразделяется на две части. Нижняя часть представлена биотитовыми гнейсами, биотитовыми плагиогнейсами с кварц- биотитовыми сланцами, кварц-биотит-силлиманит-гранат-кордиеритовыми сланцами и линзами или тонкими прослоями амфиболитов.

Верхняя часть сложена кварц-биотит - гранатовыми сланцами, кварц-биотит-силлиманит-кордиеритовыми сланцами, тонкими прослоями графитовых сланцев, линзами или прослоями оливинсодержащих мраморов, графитсодержащими тремолитовыми и графитсодержащими биотит-диопситовыми сланцами. Мощность толщи достигает 2500м.

Возраст данных стратифицированных образований подкреплен определением их абсолютного возраста Pb-U методом в 2300 млн. лет [65].

По особенностям состава толщ их можно отнести к метаморфическим формациям амфиболит-гнейсовой (толща Шонг Ре) и графит и мраморсодержащей гнейсовой (толща Так По), которые сформировались предположительно за счет первичных вулканогенно-осадочных отложений. Степень метаморфизма толщи Шонг Ре соответствует амфиболитовой (до кордиеритовой субфации), а толщи Так По - амфиболитовой и эпидот-амфиболитовой ступени.

Верхний протерозой - ранний кембрий (PR-3-Cj)

Отложения, относимые к позднему протерозою - раннему кембрию, по данным Гнуен Суан Бао, Фан Чыонг Тхи и др. [65], объединены в комплекс Хам Дык. Они располагаются в северном обрамлении Контумского массива и слагают полосу широтного направления шириной до 40 км. Границы отложений комплекса с нижнепротерозойскими образованиями на рассматриваемой территории повсеместно тектонические. Комплекс Хам Дык подразделяется на две толщи: нижнюю Нуй By (PR3-£inv) и верхнюю Тиен Ан (PR-3-Cjta). Взаимоотношения между толщами согласные либо тектонические.

Толща Нуй Ву (РЯч-Сру) закартирована в северной, центральной и восточной частях полосы распространения комплекса Хам Дык. Она сложена амфиболитами, биотитовыми гнейсами, амфиболовыми, биотитовыми, кварц-биотитовыми сланцами и линзами кремнистых сланцев. Мощность толщи достигает до 2000 м.

Толща Тиен Ан (РЫз-С^а) представлена биотитовыми, силлиманит-биотитовыми сланцами, графитсодержащими сланцами, амфиболовыми, амфибол-гранат-биотитовыми гнейсами, мраморами, кальцифирами. Мощность толщи варьирует от 1600 до 1800 м.

Отложения комплекса Хам Дык, первоначально представленные основными и высокоглиноземистыми вулканогенно-осадочными образованиями претерпели метаморфизм амфиболитовой и зеленосланцевой ступеней и характеризуются присутствием в них минерализации графита (иногда с ураном), зон пиритизации и рудопроявлений и месторождений золота. Формирование верхнего протерозоя - нижнего кембрия по особенностям состава отнесены нами к амфибол-биотитовой сланцево-гнейсовой (толща Нуй Ву) и графит и кальцифирсодержащей гнейсово-сланцевой (толща Тиен Ан) метаморфическим формациям, образованных за счет вулканогенно-осадочной с вулканитами основного состава и углеродсодержащей карбонатно-глинистой формаций.

Породы комплекса Хам Дык имеют тектонический контакт с породами комплекса Нгок Линь. Результаты анализа абсолютного возраста амфиболитов имеет дату от 550 млн. лет [66] до 1231 млн. лет [64].

Кембрий (€).

Отложения кембрийского возраста распространены преимущественно в западной и северо-западной частях территории Куангнам-Дананг по границе с Камбоджи. Известны они также в отдельных тектонических блоках широтной ориентировки в центральной части района. Они объединены в комплекс А Выонг, который состоит из двух толщ: нижней Ашан (Сазп) и верхней Ашо

(СаБ). Наблюдается тектоническое отношение между ними.

Толща Ашан (Сазп) преимущественно расположена в северной части района исследования. Наблюдается также небольшая площадь ее проявления в центральной части, где она имеет тектоническое отношение с породами толщи Нуй Ву и ее прерывают магматические тела верхнепалеозойского возраста. Породы толщи представлены кварц-полевошпат-биотитовыми, кварц-биотитовыми сланцами, кварц-полевошпатовыми сланцами с силлиманитом, андалузитом (дистеном), гранатом, а также линзами мраморов, амфиболитов и амфиболовых сланцев. Мощность толщи ориентировочно составляет 2500м.

Толща Ашо (Саэ) распространена на очень ограниченных площадях в узком тектоническом блоке широтного простирания в северной части района и протягивается от Ашо до моря. Она сложена светло- и темносерыми полосчатыми мраморами с прослоями кварцево-слюдистых сланцев. Мощность толщи по разрезу оценивается в 600 м.

Границы толщ кембрийских отложений как с более древними, так и с молодыми отложениями в данном районе с достоверностью не установлены, так как они повсеместно тектонические. На западе на них с резким угловым и стратиграфическим несогласием залегают отложения триаса.

Породы комплекса метаморфизованы в зеленосланцевой ступени. В пределах полей распространения толщи Ашан известны проявления графита, железа, меди и золота.

Отложения кембрия по особенностям состава могут быть отнесены к карбонат и амфиболсодержащей биотит-сланцевой (толща Ашан) и сланцево-карбонатной (толща Ашо) формациям, сформировавшимся, вероятно, в результате динамометаморфизма по карбонатно-глинистой с вулканитами основного состава и глинисто-карбонатной осадочным формациям.

Ордовик -ранний силур (О-З})

Ордовик-раннесилурийские отложения распространены на севере территории, где они слагают достаточно крупную площадь широтного

направления. Эти отложения объединены в комплекс Лонгдай, состоящий из двух толщ: нижней Чао (O-Sitr) и верхней Бол Атек (O-Sibat).

Толща Чао Ю-Sitr) закартирована в виде небольших участков и по данным Кат Нгуен Хунг (1995) имеет согласное залегание на породах толщи Ашо (Gas). Она представлена чередующимися кварц-биотитовыми и кварц-плагиоклаз-биотитовыми (+роговая обманка) сланцами, а также биотит-рогово-обманковыми и амфиболовыми гнейсами. Мощность толщи, установленная по разрезу, составляет 3000 м.

Толща Бол Атек (O-Sjbat) составляет основную часть площади ордовик-раннесилурийских отложений и сложена кварц-серицитовыми, серицитовыми сланцами, кварц-плагиоклаз-серицитовыми и обогащенными органическим веществом черными сланцами. Среди отложений толщи Бол Атек, метаморфизованных в зеленосланцевой ступени, распространены многочисленные рудопроявления и месторождения золота, олова и вольфрама, а также железа. Мощность толщи составляет 3000 м.

Ордовик-раннесилурийские отложения с резким угловым и стратиграфическим несогласием перекрываются породами девонского, пермского и средне- и позднетриасового возрастов.

Отложения ордовика - раннего силура можно отнести к амфибол-биотит-сланцевой (толща Чао) и углеродистой серицит-сланцевой (толща Бол Атек) формациям, образованным в результате динамометаморфизма и термального метаморфизма по группе глинистых формаций, характерных для условий формирования флишоидных толщ. Вместе с тем в нижней формации вновь отмечается присутствие метавулканитов основного - среднего состава.

Ранний- средний девон (D^

Отложения раннего - среднего девона были установлены Нгуен Суан Бао и Нгуен Ван Хоань (1981). Они распространены в северной части района, где слагают небольшие участки размером от 10 до 30-40 кв. км. Данные отложения выделены в толщу Тан Лам (Di_2tl) и представлены конгломератами, гравелито-

песчаниками, средне- крупнозернистыми песчаниками светло-серого, буровато-красного цвета в нижней части и аргиллитами, расланцованными песчаниково-алевролитами серого, серовато-фиолетового цвета в верхней части. Состав конгломератов разнообразен и состоит из обломков кварца, песчаников, кварцитов, серицитовых аргиллитов и др. Эти породы несогласно залегают на толщах Бол Атек и Ашан. Мощность отложений не превышает 500м.

В формационном отношении отложения толщи Тан Лам относятся к грубообломочной гравелито-песчаниковой формации.

Пермь (Р)

Толща Алин (Р а!) впервые установлена Нгуен Ван Чанг (1978) и занимает небольшую площадь в западной части исследуемого района.

Породы в нижней части характеризуются наличием слоев, пачек буровато-серых андезитов, черных и серых андезито-базальтов, чередующихся с их туфами. Верхняя часть разреза состоит из чередования буровато-серых туфов с конгломератами, гравелитами, песчаниками и алевролитами красного цвета, включающих прослои сероватых мелкозернистых известняков мощностью от 1 до 2 м. Толща Алин несогласно залегает на породах толщи Ашан (€азп) и перекрывает граниты силурийского возраста Дай Лок (уБ (11). Общая мощность пермских отложений составляет около 1800м. Отложения толщи Алин отнесены нами к смешанной андезит-известковисто-песчаниковой формации.

Средний - поздний триас(Т2-з)

Данные отложения расположены в центральной части района. Они залегают в нижних частях депрессионной структуры, называемой бассейной Нонг Шон. Породы триасового возраста подразделяется на три толщи: толщу Шонг Бунг, толщу Ан Дием и толщу Шыон Зыа.

Толща Шонг Бунг (Т2 бЬ) занимает примерно 640 кв. км и расположена в основном в центре и западной части исследуемой площади. Породы представлены потоками фельзитов, риолитов, дацитов, дациториолитов и их туфов, а также кремнистых глин, чередующихся с серовато-фиолетовыми,

тёмно-серыми конгломератами, гравелитами, песчаниками и алевролитами. Породы этой толщи имеют несогласное залегание с породами толщи Ашан и несогласно же перекрываются толщей Ан Дием. Мощность ее составляет 1400 -1600м.

Авторы геологической карты 1:200000 масштаба относили ее к раннему-среднему триасу. Результат геокартирования 1:50000 масштаба и новые изучения палеонтологии Данг By Хука (1995) подтвердили отсутствие фактора раннего отдела триаса.

Толща Ан Дием (T^n ad) в основном расположена в центральной части бассейна Нонг Шон. Породы нижней части разреза характеризуются плохо сортированными конгломератами, крупнозернистыми песчаниками, алевролитами бурого цвета (в северной части) и зеленовато-серого, серого (в южной части бассейна). В верхней части наблюдается чередование средне-мелкозернистых песчаников с прослоями алевролитов, аргиллитов, мергелей, глинистых мергелей, кислых эффузивов с их туфами. Породы этой толщи очень характерны для урановых рудопроявлений в песчаниках серого, светло-серого цвета. Мощность колеблется от 900 до 1000 м.

Толща Шыон Зыа (T^n-r sg) согласно залегает на толще Ан Дием и занимает площадь около 260 кв. км. Она представлена чередованием слоев темно-серых, светло-серых и серых песчаников, алевролитов и гравелитов с пластами углей (антрацитов) и линзами углистых глин. Породы часто залегают с углом падения 30° - 40°. Мощность толщи достигает 1200м.

Основные запасы угольных месторождений Нонг Шон сосредоточены в этой толще. Проведенные исследования по экологическим последствиям отработки месторождений угля и его использования в производстве строительных кирпичей, а также в других целях средней части Вьетнама и особенно в района Куангнам-Дананг показывает возможность радиоактивного загрязнения. В связи с этим, по сих пор проблема эксплуатации месторождений остается нерешенной (Нгуен Куанг Хынг, Май Чонг Ту, 1993).

Отложения триасового возраста по нашему мнению, относятся к различным формациям: смешанной риолит-дацитовои гравелито-песчаниковои (толща Шонг Бунг), пестроцветной грубозернистой (толща Ан Днем) и алевролито-песчаниковой угленосной (толща Шыон Зыа).

Ранняя и средняя юра (J1-2)

Отложения юрского возраста заполняют синклинальную структуру бассейна Нонг Шон и состоят из трех толщ осадочных пород: Бан Ко, Хе Рен и Хыу Тянь. Раньше эти породы были отнесены к нерасчлененным отложениям ранней - средней юры и подразделялись на три подсвиты [45, 58]. В ходе проведения геокартирования группы листов Дананг-Хойан в масштабе 1:50000 была обнаружена фауна Pliensbach, на основании чего две нижние подсвиты были отнесены авторами отчета к нижней юре [51].

Толща Бан Ко (Jjbc) представлена кварцевыми конгломератами, гравелитами и песчаниками светло-серого цвета, среди которых нередко встречаются линзы серовато-фиолетовых и бурых песчаников. Авторами отчета установлен несогласный контакт пород толщи с нижележащими породами толщ Ан Дием и Шыон Зыа. В ряде случаев эти контакты тектонические. Мощность толщи не превышает 1000м.

Толща Хе Рен (Jikr) характеризуется широким распространением серых, зеленовато-серых мергелей и известняковых аргиллитов с прослоями среди них тёмно-серых алевролитов, аргиллитов, иногда углистых глин. Мощность толщи небольшая: от 150 до 200 м.

Толща Хыу Тянь (J^hc) состоит из темно-бурых алевролитов, песчаников с тонкими линзами конгломератов, песчаников светло-серого, зеленовато- серого цвета; в нижней части толщи иногда встречаются прослои мергелей. Встречаются окремненные остатки деревьев больших размеров. Мощность этих отложений колеблется в пределах от 400 до 550м.

Отложения юры отнесены нами к пестроцветной гравелито-песчаниковой (толща Бан Ко), зеленоцветной известняково-углисто-аргиллитовой (толща Хе

Рен) и сероцветной алевролито-песчаниковой сероцветной (толща Хыу Тянь) формациям.

Поздний неоген (N2)

Толща Ай Нгиа ГЫ^ап) установлена на небольшой площади (7 кв. км) и имеет повсеместно тектонические взаимоотношения с юрскими отложениями. Породы этой толщи включают светло-серые кварцевые конгломераты, светлосерые, серые слабосцементированные гравелиты, песчаники, чередующиеся местами с желтовато-серыми, зеленовато-серыми глинами, а также линзами бурых углей мощностью меньше 0,5м. Мощность толщи нестабильная и чаще всего находится в пределах от 100 до 150м, в редком случае увеличиваясь до 300м.

Толща Дай Нга ([ЗК^скО встречается только в южной части района Куангнам-Дананг. Она представлена сильно выветрелыми оливиновыми базальтами. На поверхности этой толщи часто обнаруживаются куски космогенного тектита. Мощность толщи, определенная по скважинам, от 60 до 70м.

Четвертичные отложения (0)

Четвертичные отложения (С2) широко развиты на территории района, особенно вдоль морского берега и занимают почти одну пятую часть от общей площади исследуемого района. Они представлены валунами, галечниками, гравиями, дресвами, песками, алевритами, глинами и торфяниками различного происхождения. Мощность отложений достигает до 200м в приморской части. С ними связывают месторождения торфяников, остаточных кор выветривания в виде железных шляп и др., а также россыпного золота, ильменита как аллювиального, так и прибрежно-морского типа.

Анализ стратиграфических подразделений в пределах района Куангнам-Дананг свидетельствует о том, что для нее характерно неоднократное формирование углеродсодержащих толщ вслед за образованием толщ с признаками вулканической деятельности. Это привело к возникновению

сменяющих последовательно вверх по разрезу соответствующих формаций. Такие условия существовали в нижнем протерозое, верхнем протерозое -нижнем кембрии, ордовике — нижнем силуре и, наконец, начиная с перми до нижней юры.

Вместе с тем, их формирование происходило в различных условиях. В нижнем протерозое в условиях протогеосинклинали, верхнем протерозое —

нижнем кембрии в условиях раннегеосиклинальной стадии (начального

ост

геосинклинального прогиба) эвгеосинклиналъногб типа, в ордовике — нижнем силуре - в эпиконтиненталъном морском бассейне позднегеосинклинальной стадии (вторичный геосинклиналъный прогиб), в триасе — нижней юре — в прибрежно-морских условиях сформированного континента.

Большинство углеродсодержащих формаций, за исключением формаций триаса и нижней юры, по всей видимости, относится к убого- или слабоуглеродист ым.

1.3. Магматизм

Район Куангнам-Дананг характерен широким развитием разновозрастных магматических комплексов от раннего протерозоя до мелового. Эти магматические образования занимают почти половину от общей площади исследования.

Комплекс Нам Нин (уЬ РЯдш). Данный комплекс является наиболее ранним на рассматриваемой территории. К нему отнесены два массива размером около 3-4 кв. км, расположенные на юге района в поле развития нижнепротерозойских толщ Шонг Ре (РЯ^г) и Так По (РЯ^р). Массивам свойственно согласное залегание с вмещающими их породами.

Массивы состоят из плагиогранитогнейсов мелкозернистых в приконтактовых частях с вмещающими породами и среднезернистых в их центральных частях, а также диорито-гнейсов и гранодиоритогнейсов. Все породы имеют гнейсовидную текстуру. Акцессорные минералы представлены

сфеном и апатитом.

На основании изучения расположения этих интрузивов во вмещающих породах и метаморфической фации, а также присутствия реликтов этого комплекса в гранитоидном массиве Чу Лай комплекс Нам Нин относят к раннему протерозою [64]. В формационном отношении этот комплекс может быть отнесен к первичной раннепротерозойской мигматит-плагиогранитовой формации, сформирова-вшейся за счет вулканогенно-осадочных пород в условиях амфиболитовой и эпидот-амфиболитовой ступени прогрессивного метаморфизма в инверсионную стадию развития раннепротерозойских протогеосинклинально-складчатых областей. С этой точки зрения образования этого комплекса относят к 8-типу [49].

В настоящее время с магматическими образованьями этого комплекса каких-либо проявлений полезных ископаемых не установлено.

Комплекс Хйеп Дык (оРК^С^М) установлен в западной и центральной части площади распространения отложений толщи Нуй Ву (РК3-С,пу), где он представлен четырьмя небольшими телами размером в 1 и 6 кв. км. Массивы сложены дунитами, перидотитами и пироксенитам, а также их измененными разновидностями вплоть до серпентинитов. В составе пород из рудных минералов отмечены пирит, пирротин, халькопирит в рассеянном состоянии, а в серпентинитах хромит. Вторичные изменения выражены тремолитизацией, актинолитизацией, эпидотизацией, карбонатизацией и оталькованием. По результатам изотопного анализа (К-Аг метод) возраст комплекса определен в 530 млн. лет [74, 75], что соответствует раннему кембрию. Связанные с этим комплексом полезные ископаемые, представлены лишь точками минерализации хромита и магнетита.

Комплекс Та Ви (у РЯ^-С^у) представлен пятью мелкими интрузивными телами, состав которых соответствует габбро и габбро-амфиболитам. Размеры массивов колеблются от 0,5 до 2 кв. км. Два тела расположены среди отложений толщ Нуй Ву (РЯз-С^у) и Тиен Ан (РБ^-в^а), где они образуют

линзовидные тела, залегающие согласно с метаморфическими породами. Кроме того, два тела установлены в виде ксенолитов среди магматических образований комплекса Ча Бонг и одно в экзоконтактовой части массива Чу Лай.

Согласное залегание этих интрузивов с породами толщ Нуй Ву и Тиен Ан и наличие их реликтов в гранитогнейсах комплекса Чу Лай (yPRs-Cjd) являются основанием для отнесения их к позднему протерозою -раннему кембрию.

Комплекс Ча Бонг (8 PR^-Cjtb). Массив, относимый к этому комплексу слагает одно крупное тело в районе Ча Бонг, где он прорывает породы толщ Нуй Ву и Тиен Ан. Это тело вытянуто в широтном направлении и имеет размеры около 24 км в длину и до 7 км в ширину. Оно сложено диоритами, кварцевыми диоритами и гранодиоритами с преимущественно гнейсовой текстурой пород. Акцессорные минералы представлены апатитом, сфеном, цирконом, ортитом и пиритом. Среднее содержание SÍO2 в гранодиоритах равно 62,34%, Z Na20 + К20 = 7,73%, aNa20/K20=l,09%.

По данным Нгуен Суан Бао и Фам Ги Лонг (1994), формирования этого комплекса ближе всего к I-типу гранитов.

Так как образования комплекса Ча Бонг тесно связаны с породами толщ Нуй Ву и Тиен Ан, они отнесены к верхнепротерозойско-нижнекембрийскому возрасту. А результат определения абсолютного возраста К-Ar методом в 387 и 443 млн. лет по данным Хуинь Чунга (1979) может быть только отражает его изменение в дальнейшем. Породы массива вмещают по одному рудопроявлению меди, золота и олова.

По особенностям состава и пространственного положения магматические комплексы верхнего протерозоя - нижнего кембрия можно сопоставить с дунит-клинопироксеновой и габбровой ассоциациями [25], аналогом которых являются мафиты платиноносного пояса Урала. При этом комплекс Хиэп Дык ближе всего к дунит-клинопироксеновой ассоциации (формации), а массивы комплексов Та Ви и Ча Бонг можно отнести к диорит-плагиогранитовой серии габбровой ассоциации группы ультрамафитовых формаций. Особенностью

формаций является положение их на стыке крупных структур, одно из которых выступает в качестве поднятия (Контумский массив), а другое в качестве прогиба.

Комплекс Чу Лай (уРКуСдс!). Образования, относимые к данному комплексу, слагают несколько крупных тел, которые размещены среди толщ Нуй Ву (РЛз-С^у) и Тиен Ан (РБ^-С^а). Они образуют удлиненные в субширотном направлении батолитоподобной формы тела с размерами 18x8 кв. км (массив Фыок Шон на западе) и 4x10 кв. км (массив Чу Лай). Особенностью массивов является субсогласное залегание с породами комплекса Хам Дык позднего протерозоя- раннего кембрия и нечеткие границы между гнейсами вмещающих толщ и собственно породами, относимыми к магматическим образованиям.

По данным Нгуен Ван Чанга (1984) и Чан Тинь (1980), указанные массивы состоят из гранитогнейсов, плагиогранитов и биотитовых гранитов. Гранитогнейсы преобладают в составе пород массивов. В них содержание калиевого полевого шпата (36%) преобладает над содержанием плагиоклаза (24%). Количество кварца достигает 30-40% объема породы, а из темноцветных минералов преобладает биотит (5-10%). Повсеместно наблюдается калишпати-зация пород.

Плагиограниты сильно мигматизированы и обладают полосчато-волнистой текстурой. Средний минеральный состав: плагиоклаз - 54%, кварц - 32%, калиевый полевой шпат - 7%, биотит - 5%, роговая обманка - 3%. Акцессорные минералы представлены апатитом, сфеном, цирконом и ортитом.

Биотитовые граниты слагают обычно меньшую часть массивов, мелкозернистые, имеют массивно-гнейсовую текстуру и гипидиоморфно-зернистую структуру. Их минеральный состав: плагиоклаз - 20-25%, калиевый полевой шпат - 35-36%, биотит - 5-10%, гранат - 0-5%. В составе акцессорных минералов - апатит, циркон, монацит, ортит.

Среднее содержание 8Ю2 в гранитах равно 73,26%, £ №20 + К20 = 7,55%,

аКа20/К20=0,39%

Возраст гранитов определен изотопным анализом (КЬ-Бг) в 530 млн. лет (Ниг11еу, 1972), 2300 млн. лет по И-ТЬ (Фан Чыонг Тхи,1979) и 249, 286 и 451 млн. лет [75]. На основании изучения взаимоотношения этого комплекса с вмещающими породами и его положения в общей тектонической обстановке, отнесение комплекса Ча Бонг авторами геологической карты 1:200000 масштаба южной части Вьетнама к верхне-протерозойско-ранекембрийскому возрасту является наиболее логичным вариантом.

Формирования комплекса Чу Лай по своим особенностям могут быть отнесены к одной из разновидностей мигматит-гранитовых формаций, развитых в зонах как прогрессивного, так и ретроградного метаморфизма амфиболитовой ступени. С одними из них генетически связывается золото-сульфидная минерализация (Тейский комплекс Енисейского кряжа, Россия) с другими - повышенные концентрации летучих компонентов, таких как фосфор, фтор и бор, а также олово и свинец [25]. Граниты этого комплекса ближе всего стоят к Б-типу [50, 64].

Комплекс Бол Кол (уР2^Ьк) впервые выделен Кат Нгуен Хунг (1995) в ходе проведения геокартирования листов группы Дананг-Хойана в масштабе 1:50000. Интрузивные тела в виде небольших вытянутых массивов с размерами по удлинению от 1-2 км до 10 км располагаются в северо-западной части изучаемого района. Породы массивов, относимых к данному комплексу, представлены габбропиросенитами, габброноритами, габбродиоритами, габбро-диабазами. Эти массивы залегают согласно со сланцами толщ Ашан (СаБп), Чао (0-8^г) и Бол Атек (О-Б^а!;) и отнесены по возрасту к раннему палеозою.

До сих пор в отношении определения абсолютного возраста, характеристики состава, а также связанных с ним полезных ископаемых этот комплекс остается слабо изученным. Однако представляется вероятным отнесение формирований данного комплекса к габбро-диабазовой формации.

Комплекс Дай Лок (уБ (11) широко распространен в северной части района

Куангнам-Дананг. Интрузивные массивы, относимые к этому комплексу, часто находятся в ядерных частях больших антиклиналей, а также расположены вдоль разрывных нарушений северо-восточного или субширотного простирания в виде цепочек линзовидных тел различного размера. Наиболее крупный массив расположен в районе Дай Лок, где он имеет форму батолита с размером по длинной оси до 70 км и при ширине до 12 км.

Комплекс Дай Лок характеризуется тремя основными разновидностями пород. Наиболее распространенными являются гнейсовидные мелкокристаллические биотитовые граниты. В них отчетливо проявлена гнейсовидность, которая имеет ориентировку в субширотном направлении с падением на юг субсогласно с простиранием вмещающих его отложений. Среди гнейсовидных мелкокристаллических биотитовых гранитов встречаются отдельные тела двуслюдяных гранитов, также гнейсовидных. Третья разновидность представлена отдельными небольшими телами мусковитовых пегматоидных образований. Акцессорная минерализация в первых двух разновидностях представлена апатитом, гранатом, цирконом и турмалином.

Среднее содержание Si02 в гранитах равно 69,64%, £ Na20 + К20 = 6,9%, а Na20/K20=0,7%

Среди гранитов массива Дай Лок отмечаются узкие вытянутые в субширотном направлении тела реликтов толщи Ашан.

Определение абсолютного возраста пород этого комплекса K-Ar методом было проведен Хуинь Чунг и др. (1980) и дало значения 300-310 млн. лет. По данным Фам Ги Лонг (1994) возраст определен в 360 млн. лет.

Авторы геологических карт данного района придерживаются мнения о додевонском (силурийском) возрасте гранитов массива Дай Лок в связи с известными факторами перекрытия подобных образований отложениями девона к северу от описываемой территории. Разброс в значениях абсолютных возрастов может быть объяснен воздействием процессов, связанных со становлением более поздних магматических комплексов. В частности и с

гранитами комплекс Ба На (yK2bn), тела которого выделены в последнее время среди массива Дай Лок.

Комплекс Дай Лок, по всей вероятности, следует относить к гранитовой формации, сформировавшейся на стадии замыкания и инверсии миогеосинклинальных прогибов. Слабая дифференцированность, конформное залегание с формациями флишоидного типа, свойственный данной формации состав акцессорной минерализации, наличие неперемещенных блоков вмещающих пород позволяют предполагать его параавтохтонную природу в результате процесса магматического замещения in situ. Обычно для данных комплексов свойственна кварцево-жильная вольфрам-молибденит-касситеритовая минерализация. В России к подобным образованьям относятся Шапшальский и Тигертышский комплексы в Алтае-Саянской складчатой области, в Казахстане - Зерендинский комплекс в каледонидах [24]. По данным

Нгуен Суан Бао и Фам Ги Лонг [64], граниты данного комплекса отнесены к S-

ГЬ /".;

типу. 1А !

Комплекс Бэнзанг-куэшон (v-yö-yPZ^bq) пользуется наибольшим распространением на территории района Куангнам-Дананг. Он занимает основную часть южного обрамления бассейна Нонг Шон (до 550 кв. км) и также образует ряд отдельных массивов вдоль юго-западной границы изучаемой площади. Характерной чертой является развитие многочисленных малых вытянутых тел диоритового, гранодиоритового состава с размером не более 2 кв. км, которые часто развиты вдоль разрывных нарушений высокого порядка, как в северной, так и в южной части района исследования.

Существуют три петрологически различных разновидности, соответствующих трем фазам последовательного развития комплекса.

К образованиям первой фазы (vPZ3bqi) отнесены габбродиориты, диориты и кварцевые диориты. Формирования второй фазы (y5PZ3bq2) характеризуются роговообманково-биотитовыми гранодиоритами, тоналитами и пёстрыми гранитами. Третья фаза комплекса (yPZ3bq3) состоит из мелкозернистого

биотитового и роговообманково-биотитового гранита. Помимо них встречаются и дайковые тела пегматитового, гранит-аплитового состава. Акцессорная минерализация представлена магнетитом, сфеном, апатитом, цирконом, пиритом, галенитом, молибденитом.

Среднее содержание SiC>2 в диоритах равно 59,46%, сумма щелочей- 4,17%, соотношение Na20/K20=l,35%. Для гранодиоритов те же показатели составляют 64,65%, 2,5% и 1,04% соответственно. В гранитах эти значения следующие: 69,75%, 6,54% и 1,03%.

С данным комплексом непосредственно связано большинство проявлений золоторудной минерализации.

Известно более 30 анализов определения абсолютного возраста пород комплекса К-Ar методом по биотиту и амфиболу [73]. Из них следует, что абсолютный возраст описываемого комплекса варьирует в пределах от 251 млн. лет до 363 ± 20 млн. лет, т. е. возрастные пределы колеблются от верхнего девона до верхней перми. В связи с этим, он датируется как верхнепалеозойский.

Особенности состава и строения данного комплекса позволяют параллелизовать его с тоналит-плагиогранит-гранодиоритовой магматической формацией, развивающейся в условиях достаточно жестких структур [25]. Аналогом таких формаций в Алтае-Саянской складчатой области (Россия) могут служить Ольховский, Мартайгинский, Лебедекой и др. комплексы, а также Крыккудукский комплекс Казахстана. Интрузии этого формационного типа являются производными базальтовой магмы и контролируются глубинными разломами, ориентированными согласно с простиранием вмещающих толщ.

С большинством из них отмечается устойчивая связь золоторудной минерализации.

По данным Нгуен Суан Бао и Фам Ги Лонг [64], граниты этого комплекса

относятся к I-типу, что говорит об их магматическом происхождении.

tУ

О

Комплекс Ча Ван (уТ^су) включает 6 массивов, имеющих разные размеры от 1 до 40 кв. км и некоторые малые вытянутые тела на территории Куангнам-Дананг. Этот комплекс представлен габбро-пироксенитом, габброноритом, оливиновым габбро, габбродиоритом ^ диоритом и дайковыми телами габбропегматитового, анортозитового и габбродиабазового состава.

Массивы, относимые к этому комплексу, являются секущими по отношению к породам толщи Шонг Бунг (Т2зЬ) и содержат их реликты в ксенолитах. В свою очередь они перекрываются углесодержащими породами толщ Ан Дием (Т3п аё). Поэтому исследователи Нгуен Ван Куен, Нгуен Дык Тханг (1982) относят его к верхнему триасу.

С проявлением этого комплекса связывают титановые и железные рудопроявления и точки минерализации.

Отнесение образований данного комплекса к какой либо формации затруднительно. Однако по составу пород, он ближе всего стоит к габбровой ассоциации группы ультрамафитовых формаций [25].

Комплекс Хай Ван (уТ^Ьу) распространен повсеместно в рассматриваемом районе. Его проявления разнообразны по форме и размерам (от 1 до нескольких сотен кв. км). Комплекс Хай Ван сформировался в две фазы внедрения. Первая фаза представлена средне- и крупнозернистым порфировидным биотитовым и двуслюдяным гранитом, характерной особенностью которого является присутствие средних и крупных по размерам чешуек мусковита. Вторая фаза характеризуется распространением мелкозернистого лейкократового биотитового и двуслюдяного гранита. Акцессорная минерализация представлена ильменитом, цирконом, касситеритом, турмалином, ксенотимом, монацитом, циртолитом, а также гранатом, кордиеритом, силлиманитом и др.

Среди гранитов комплекса Хай Ван встречаются реликты пород толщ Шонг Бунг (ТгэЬ) и он также перекрывается углесодержащими породами толщи Ан Дием (Т3п аё). Определение абсолютного возраста пород комплекса К-Аг методом дало дату в 138 млн. лет [72], что соответствует верхней юре.

Вероятно, омоложение возраста связано с последующими наложенными процессами.

Граниты комплекса Хай Ван характеризуются средними содержаниями Si02 - 74,18%, Na20 + К20 - 7,05%, и Na20/K20=0,53% соответствуют представителям лейкократовой формации, с которой обычно связывается редкометальная минерализация. Они, как правило, сопровождаются грейзенизацией и повышенной радиоактивностью.

Комплекс Ба На (yK?bn) считается наиболее молодым из интрузивных образований. Интрузивные массивы часто образуют правильные купола размером до десятков квадратных километров. Наиболее изученным из них является массив Ба На на севере района. Формирование массива по данным Нгуен Ван Чанг (1984), Зыонг Дык Киема (1994) происходило в две фазы. Образования первой фазы представлены биотитовыми гранодиоритами, биотитовыми и двуслюдяными гранитами, среди которых отмечены многочисленные ксенолиты пород толщи Бол Атек (O-Sibat). Несколько больших тел биотитовых гранитов, относимых к комплексу Ба На, откартированы и среди гранитного массива Дай Лок. Вторая фаза представлена лейкократовыми мелкозернистыми двуслюдяными гранитами.

Экзоконтактовые изменения вокруг массива проявлены в виде зон оровикования. Помимо ороговикования, во вмещающих массив породах развиты грейзенизация и кварц-мусковит-турмалиновые грейзены с касситеритом и вольфрамитом.

Определение абсолютного возраста K-Ar методом дало значение возраста массивов комплекса в 120 млн. лет и приведено в работе Зыонг Дык Киема (1994)

Особенности состава массивов комплекса Ба На также, как и комплекса Хай Ван, позволяют отнести их к лейкократовой формации. Отсутствие в составе массивов аляскитов и субщелочных гранитов не позволяет считать их представителями формации аляскитовых гранитов. По данным Нгуен Суан Бао

и Фам Ги Лонг, граниты комплекса Ба На также близки к 8-типу.

Кроме магматических образований перечисленных комплексов на территории Куангнам-Дананг встречены и некоторые дайковые тела от основного до кислого состава, возраст которых четко не установлен. По своим особенностям большинство из них подобны комплексам «малых интрузий», широко распространенных на территории Тихоокеанского пояса. До сих пор этим образованиям не уделялось должного внимания, и они отражены на геологических картах масштаба 1:200000.

Таким образом, интрузивная деятельность в пределах района представлена 11 комплексами, сформировавшимися в течении 6 эпох. Начало каждой эпохи знаменовалось внедрением комплексов ультрамафитов или мафитов и завершалось становлением нормально щелочных с преобладанием К гранитов Б-типа, за исключением гранитоидов комплексов Ча Бонг и Бензанг-Куэшон. Для двух последних характерны Ыа тип щелочности, а граниты комплекса Бензанг-Куэшон являются единственными в районе представителями тоналит-гранодиорит-плагиогранитовой формации, которые с достаточным основанием относятся к 1-типу.

1.4. Тектоника

Исследуемый регион Куангнам-Дананг занимает центральное положение средней части Вьетнама, которое имеет особенно важную позицию в регионально-тектоническом плане Вьетнама в частности и Юго-восточной Азии вообще. На тектонической схеме масштаба 1:1000000, составленной Нгуен Нгием Минь (1991) изучаемая площадь совпадает с одноименной тектоно-металлогенической зоной, которая относится к металлогенической подобласти Чыонг Шон. С севера эта подобласть ограничена региональным разломом Шонг Ма, а с юга - глубинным разломом Тави-Хынгныонг. На плане описываемая подобласть разделена на три тектоно-металлогенические зоны (с севера на юг): Тхань Нге Тинь, Бинь Чи Тхиен и Куангнам-Дананг (рис.2).

г. Хо Ши Минь

Рис. 2. Металлогеиическое районирование территории Вьетнама (по Нгуен Нгие Минью, 1987)

Как уже говорилось выше, в геологическом строении региона Куангнам-Дананг принимают участие образования различного возраста: от раннего протерозоя до четвертичного включительно. На основании анализа петрографического состава, внутреннего строения, степени метаморфизма и тектонической нарушенности, а также взаимного соотношения между собой стратифицированных и инъективных образований, все они могут быть объединены в следующие структурно-формационные комплексы (снизу вверх):

1. Карельский - раннепротерозойский;

2. Салаирский - позднепротерозойско-раннекембрийский (рифей-вендский);

3. Каледонский - кембрийско-девонский;

4. Индосинийский - пермь-верхнетриасовый;

5. Тихоокеанский - юрско-неоген-чевертичный.

Карельский структурно-формационный комплекс сложен сильно метаморфизованными образованьями толщ Шонг Ре и Так По, относящихся к нижнепротерозойскому возрасту и распространенных главным образом в южной части региона. В состав этих толщ входят различные гнейсы, сланцы, амфиболиты, образовавшиеся за счет исходных вулканогенно-осадочных пород, метаморфизованных до амфиболитовой и эпидот-амфиболитовой фации. Они образуют амфиболит-гнейсовую и графит«, и мраморсодержащую гнейсовую метаморфические формации. Образования описываемого структурного этажа сильно мигматизированы, дислоцированы и обладают общей субширотной ориентировкой, а также разбиты многочисленными разномасштабными разрывными нарушениями. С вышележащим этажом данный структурный этаж имеет тектонический контакт. В состав структурного этажа входят и гранитоидные образования комплекса Нам Нин, относящиеся к мигматит-плагиогранитовой формации. Общая мощность этажа составляет около 6000 м.

Салаирский структурно-формационный комплекс сложен образованиями

толщ Нуй Ву и Тиен Ан. Эти отложения широко распространенны в южной части региона, имеют субширотное простирание и представлены амфибол-биотитовой и гнейсово-сланцевой графики кальцифирсодержащей сланцево-гнейсовой формациями, образованными в результате проявления амфиболитовой и эпидот-амфиболитовой ступеней метаморфизма за счет пород, первичный состав которых состоит из вулканитов основного состава и терригенных пород.

На стыке Контумского массива на юге и эвгеосинклинального прогиба на севере в завершение геосинклинального этапа сформировались магматические образования дунит-пироксенитовой формации (комплекс Хиэп Дык), диорит-плагиогранитовой формации габбровой ассоциации (комплекс Та Ви и Ча Бонг). В последующем, вероятно, в результате проявления Салаирской складчатости и прогрессивного регионального метаморфизма были сформированы гранитоиды комплекса Чу Лай мигматит-гранитовой формации.

Каледонский структурно-формационный комплекс состоит из двух структурных этажей, между которыми отмечены признаки углового и стратиграфического несогласия. Первый из них кембро-силурийский сложен формациями известковистой биотит-сланцевой карбонат - и амфиболсодержащей (толща Ашан) и сланцево-карбонатной (толща Ашо), а второй - амфибол-биотит-сланцевой (толща Чао) и углеродистой серицит-сланцевой (толща Бол Атек). В нижних частях разрезов биотит-сланцевой и амфибол-биотит-сланцевой формацией отмечается незначительное присутствие вулканитов основного - среднего состава. В целом же состав исходных пород характерен для типичных разрезов миогеосинклиналей. Породы этого структурного этажа смяты в линейные складки северо-западного на западе и северо-восточного на севере простирания, претерпели неравномерно проявленный метаморфизм от зеленосланцевой до амфиболитовой ступени.

В пределах структурного этажа проявлены магматические тела габбро-диабазовой формации (комплекс Бол Кол), внедрившиеся до

складкообразования, и сформировавшиеся в процессе складкообразования в зонах глубинных разломов массивы гранитовой формации (комплекс Дай Лок).

Верхний (девонский) структурный этаж сложен грубообломочной гравелито-песчаниковой формацией, относящейся к группе молассовых. Она представлена отложениями толщи Тан Лам, которая заполняет унаследовано наложенные орогенные впадины, сохранившиеся на севере района.

В пределах данного структурного этажа проявлены многочисленные разрывные нарушения преимущественного продольного и диагонального типов.

Общая мощность структурно-формационного комплекса достигает 9600м.

Индосинийский структурно-формационный комплекс характеризуется наличием по крайней мере трех структурных этажей. Нижний структурный этаж (пермский) сложен смешанной андезит-известковисто-песчаниковой формацией толщи Алин (Р а1), заполняющей единственную небольшую наложенную впадину на северо-западе района. Вероятно, близко одновременно происходит и образование крупных интрузивных масс тоналит-плагиогранит-гранодиоритовой формации (комплекс Бензанг-Куэшон) в центральной части района.

Средний структурный этаж (среднетриасовый) сложен смешанной риолит-дацитовой гравелито-песчаниковой формацией (толща Шонг Бунг), распространенной преимущественно в центральной части района. Он в виде плаща перекрывает образования пермского структурного этажа и интрузивные массивы тоналит-плагиогранит-гранодиоритовой формации.

Вероятно параллельно с образованием этой формации в отдельных участках района, претерпевавших интенсивное сжатие, происходило образование гранитов комплекса Хай Ван (уТ3Иу).

Завершение формирования среднего структурного этажа связано с образованием глубокопроникающих разломов и внедрением по ним габбровых

массивов комплекса Ча Ван (уТ3су).

Верхний структурный этаж сложен формациями верхнего триаса пестроцветной грубозернистой терригенной (толща Ан Дием) и угленосной алевролит-песчаниковой (толща Шыон Зыа).

Тихоокеанский структурно-формационный комплекс сложен формациями нижней и средней юры, миоцена, плиоцена и четвертичного периода. Пестроцветная гравелито-песчаниковая (толща Бан Ко), зеленоцветная известняково-углисто-аргиллитовая (толща Хе Рен) и сероцветная алевролито-песчаниковая (толща Хыу Тянь) формации характеризуют прибрежно-морские условия формирования наложенной впадины Нонг Шон в центральной части района в режиме дифференцированных знакопеременных движений.

В верхнемеловое время в результате очередной активизации в обрамлении мезозойских структур произошло образование гранитов комплекса Ба На, контролируемых зонами глубинных разломов северо-восточного направления. В миоцене сформировалась грубообломочная буроугольная формация, представленная слабосцементированными терригенными породами толщи Аи Нгйа, в плиоцене - оливиновые базальты толщи Дай Нга, а затем и рыхлые отложения четвертичного возраста, которые располагаются в подавляющем случае вдоль морского берега, общая мощность которых достигает 400 м.

В тектоническом плане положение рассматриваемого района характеризуется приуроченностью к краевой части Индосинийской платформы, на участке сочленения ее со складчатой областью Чыонг Шон. Это обстоятельство предопределило сложный тектонический план района, находящий отражение в блоковом его строении, подчеркиваемым фрагментарностью разрезов осадочных и вулканогенно-осадочных толщ, наличием многочисленных стратиграфических перерывов, обусловленных выпадением из разреза целых отделов.

Особенности положения района как переходной зоны от Индосинийской платформы к складчатой области Чыонг Шон находят отражение и на карте

глубинных структур Вьетнама. Положение района Куангнам-Дананг проецируется на область изменения простирания изолиний, отражающих глубину поверхности Мохо, с субмеридионального на юге на северо-западное до субшироного на севере. Мощность земной коры изменяется от 32,5км на востоке района в прибрежно-океанической его части до 37,5-40км на западе. По данным Фам Хоана (1996) данный район располагается в северо-восточной краевой части регионального гравитационного минимума (до - 80 млг.), центр которого пространственно совпадает со срединной частью Контумского массива. Осевая часть гравитационного минимума располагается к юго-западу от района Куангнам-Дананг и ориентирована в северо-западном направлении. Она интерпретируется как область понижения поверхности Мохо. В то же время для центральной части района (блок Нонг Шон) характерно относительное повышение гравитационного поля.

Особенностями строения магнитного поля района, по данным Фам Хоан (1996), является его сложное, знакопеременное как бы беспорядочное строение, варьирующее в среднем, около 100 ЫТ с многочисленными локальными аномалиями, разбросанными в широтном направлении.

Для центральной части района Куангнам-Дананг свойственны сложные высокорадиоактивные поля с интенсивностью от 100-200 до 500-700 мкр/ч.

В результате интерпретации геофизических полей Фам Хоаном была дана систематика разломов по глубинности их проникновения. Среди них выделены разломы, пересекающие всю земную кору и разломы, пересекающие лишь осадочный слой коры. На территории данного района наиболее отчетливое выражение находят разломы субширотного и субмеридионального простирания.

На основании анализа геологической карты и системы геологических разрезов (рис.3,4) с учетом результатов интерпретации региональных геофизических полей представляется возможными выделить в пределах рассматриваемого района пять крупных блоков, различающихся особенностями

проявления осадочных и магматических формаций, степенью их метаморфизма, складчатой и разрывной тектоники, что ведет и к различию металлогенической специализации блоков.

Таким образом, эти блоки можно параллелизовать со своеобразными

структур ормационными и структурно-металлогеническими подзонами.

1. Структурная подзона Шонг Ре (крайне южная);

2. Структурная подзона Хам Дык (южная);

3. Структурная подзона Шонг Бунг (западная);

4. Структурная подзона Нонг Шон (центральная);

5. Структурная подзона Шон Ванг (северная).

Блок Шонг Ре. В южной части района выделяется блок Шонг Ре, сложенный амфиболит-гнейсовой и графит и мраморсодержащей гнейсовой формациями (толщи Шонг Ре и Так По), которые слагают карельский структурно-формационный комплекс.

Особенностями толщ является присутствие в них нескольких проявлений сернистого колчедана, некоторые из которых характеризуются слабой золотоносностью (до 0,2г/т). Кроме того, для верхних частей разреза свойственна слабая графитоносность.

Этот блок представляет собой северо-восточную часть Контумского массива. От остальной части района он отделен системой широтных разломов, входящих в систему глубинного разлома Тави-хынгныонг, отделяющего Индосинийскую древнюю платформу от более молодых областей складчатости. Наиболее древние образования (толща Шонг Ре) в пределах этого блока расположены в его северной части. Они образуют как бы ядра купольных структур, окруженных формированиями толщи Так По. Общее простирание гнейсовых толщ широтное с падением на юг под углами 60°-40°.

ПРОВИНЦИЯ ТХЫА ТХИЕН

: ПРОВИНЦИЯ КУАНГ НГАИ

++++

10^

11

шр

1 2 —

1 3

Рис.3. Схема блокового строения провинции Куангнам-Дананг. Масштаб 1:1000000

1-Кайнозойский покров; 2-6- Структурно-формационные комплексы: Тихоокеанский-2, Индосинийский-3, Каледонский-4, Салаирский-5, Карельский-6; 7-9- интрузивные массивы семейств: ультрамафитового и мафитового-7, мафическо-салического-8, салического-9; 10- Разломы; 11- Границы блоков; 12- Наименование блоков: ШР - Шонг Ре, ХД - Хам Дык, ШБ - Шонг Бунг, НТВ - Шонг Ваш; НШ - Нонг Шон; 13- Линия разреза и его номер.

РИС.4 ГЕОЛОГИЧЕСКИЕ РАЗРЕЗЫ

Масштаб 1:200 ООО

Р-д__Аи_

ч 1-/ А ( « 1 х < * ' ' 'Г 1 "" | ч| \

4 -и -- Ш —-—- к —' > I < I -

V*

I

I , /п-:п

N"7

С р"9 3

-ж-- ш-—-— к ' и - I

№ 8 и Аи

"/> о-и ________5» ^

Ж -■ ' Л :-ш-^-- П1_^_I

ж —

Система субширотных разломов и оперяющих их разломов северовосточного направления обрезает северные части этих куполовидных структур, в результате чего общий рисунок блока приобретает клавишную структуру. Помимо разломов северо-восточного направления в пределах блока проявлены и разломы северо-западного простирания. Они в значительной степени контролируют размещение интрузивных образований, представленных преимущественно мелкими телами комплексов Нам Нин (убР^пп), Бензанг-Куэшон (у-у8-уР23Ьц) и Хай Ван (уТ3Ьу). В крайней южной части блока развиты незначительные по размерам покровы оливиновых базальтов неогенового возраста.

Блок Хам Дык. Этот блок располагается непосредственно к северу от зоны глубинного субширотного разлома Тави-Хынгныонг, ограничивающего Контумский массив. Северным ограничением является система субширотных зон разломов Тамки-Фыокшон, контролирующая размещение крупных тел интрузивных массивов, относимых к верхнепалеозойскому возрасту и представленных всеми фазами комплекса Бензанг-Куэшон. С запада естественным ограничением блока является система глубинного разлома меридионального простирания Ашау-Алыой, который по геофизическим данным пересекает всю земную кору [86].

Стратифицированные отложения в пределах этого блока представлены исключительно толщами верхнего протерозоя - нижнего кембрия — нижней Нуй Ву и верхней Тиен Ан, образующими рифей-вендский структурный этаж. Эти толщи представлены смешанными вулканогенно-осадочными образованиями мафического и высокоглиноземистого состава, претерпевшими метаморфизм от амфиболитовой до зеленосланцевой ступени, в связи с чем они могут рассматриваться как образования собственно геосинклинального комплекса. Среди них развиты серно-колчеданная иногда с повышенным золотоносностью, графитовая (иногда с ураном), медная и золоторудная минерализации.

Отложения верхнего протерозоя - нижнего кембрия интенсивно дислоцированы с образованиями структур, ориентированных преимущественно

-39в субширотном направлении с углами падения пород от 40° до 70°. В целом общая структура блока характеризуется сменой валообразных структур антиклинального и синклинального типов, включающих субсогласно залегающие интрузивные массивы последовательно сформировавшихся комплексов ультрамафитов (Хиэп Дык- оРЯз-С^ё), мафитов (Та Ви- уРЯ3-диорит-гранодиоритов (Ча Бонг- бРЯз-С^Ь) и биотитовых гнейсо-гранитов Чу Лай (уРЯз-е^) а также Дай Лок (у8с11). При этом наибольшим распространением пользуются последние два. Структуры, вмещающие основные массивы Ча Бонг и Чу Лай, по мнению Зыонг Дык Киема, напоминают структуры гранито-гнейсовых или термических куполов.

Помимо магматических комплексов верхнепротерозойского-нижнекембрийского и силурийского возраста на площади блока развиты массивы гранодиоритов и гранитов комплекса Бензанг-Куэшон (y8PZзbq2), а также граниты комплекса Хай Ван (уТ3Ьу) и Ба На (уК2Ьп). В западной части блока имеются небольшие поля базальтов неогенового возраста.

На площадях развития золоторудной минерализации по результатам детального геологического картирования установлены небольшие тела роговообманковых диоритов, возраст и формационная принадлежность которых дискуссионы. Возможно, они представляют собой продукты процесса активизации территории в юрско-меловое или мел-палеогеновое время.

В пределах блока широко развиты разрывные нарушения северо-западного и в меньшей степени северо-восточного направления. Они делят эту структурно-формационную зону на большое количество мелких блоков типа горстов и грабенов, каждый из которых характеризуется своими особенностями.

Блок Нонг Шон расположен в центральной части района Куангнам-Дананг и представляет собой сложно построенную структуру мезозойского возраста, заложенную на протерозойско-кембрийском фундаменте, прорванном гранитоидами верхнепалеозойского возраста. Южным ограничением блока является пояс интрузивных образований комплекса Бензанг-Куэшон (у-уб-

у^Х^Ъц), фиксирующих зону глубинного разлома субширотного простирания. Северной границей является система зон разломов, проходящих параллельно южному экзоконтакту гранитного массива Дай Лок (уБ с11) и ограничивающая с севера область распространения отложений триасового возраста. С запада блок Нонг Шон ограничен зоной меридионального разлома Ашау-Алыой с глубинной заложения, пересекающей осадочный слой земной коры.

В целом депрессионная структура имеет широтную ориентировку. Площадь блока Нонг Шон разбита многочисленными разломами северо-западного и северо-восточного простирания, что в целом формирует его структуру как структуру «битой тарелки».

Особенностью структурного блока Нонг Шон является наличие в его центральной части выступа фундамента, сложенного породами толщи Тиен Ан (РЛз-С^а). Этот выступ находится в блоке, ограниченном разломами северовосточного простирания и разделяет депрессионную структуру на две впадины второго порядка (разрез № 9, рис.4). Оси впадины ориентированы также в северо-восточном направлении. Разрез впадин сверху вниз представлен отложениями сероцветной алевролито-песчаниковой, зеленоцветной изестняково-углисто-аргиллитовой и пестроцветной гравелит-песчаниковой формациями нижнесреднеюрского возраста, а также алевролито-песчаниковой угленосной и пестроцветной грубообломочной верхнетриасового возраста. В западной части блока юрские отложения сохранились от эрозии в грабен-синклинали асимметричного строения, которая ограниченна разломами северовосточного простирания. В восточной части они образуют широкую симметрично-подобную открытую на северо-восток складку с углами падения крыльев от 15° до 20° к центру структуры. Углы падения слоев увеличиваются до 30° в участках развития тектонических нарушений. На востоке отложения впадины перекрыты плащом кайнозойских отложений Хойанской впадины.

Как видно из серии разрезов (рис.4) эта группа формаций образует прогнутые складки, ось которых не совпадает со складками, образованными нижележащими отложениями смешанной риолито-дацитовой гравелит-

песчаниковой формации триаса. Это позволяет выделить в общей структуре впадины три структурных этажа.

Сложное строение блока Нонг Шон, вероятно, объясняется сложностью и асимметричностью строения его фундамента, что видно из серии разрезов (рис.4). В северной части фундамент сложен частично сохранившимися отложениями ордовика - нижнего силура, залегающими на верхнепротерозойских - нижнекембрийских образованиях. Такой вывод можно сделать из особенностей строения верхнепротерозойско-нижнекембрийского выступа в центральной части блока Нонг Шон и его северной прибортовой части.

В южной части фундамент представлен, главным образом, магматическими образованиями верхнепалеозойского возраста основного - среднего состава. На это обстоятельство указывает широкое распространение этих масс в южной части блока Нонг Шон и свойственное блоку в целом региональное повышение гравитационного поля. В соответствии с особенностями строения депрессии Нонг Шон в пределах блока развиты месторождения углей в отложениях юры и верхнего триаса, для которых свойственна повышенная концентрация урана, а также собственно урановые месторождения песчаникового типа в отложениях триаса. Это определяет повышенные радиометрические поля в пределах блока Нонг Шон.

Блок Шонг Ванг представляет собой самый северный блок рассматриваемого района. Южной его границей является зона разломов Ашо-Нгуханыдон, отделяющая его от блока Нонг Шон, а северная граница находится за пределами карты, либо может быть проведена по зоне разломов Шонг Кудэ. В строении блока принимают участие главным образом кембрийские отложения толщ Ашан и Ашо (известковистая биотит-сланцевая и сланцево-карбонатная формации), а также ордовик-нижнесилурийские образования толщ Чао и Бол Атек (амфибол-биотит-сланцевая и углеродисто-серицит-сланцевая формации). Первые из них развиты преимущественно в южной и юго-западной его части, а вторые имеют распространение на

остальной его части. В целом кембрийско-силурийские отложения образуют асимметричную антиклинорную структуру субширотного - северо-восточного простирания, состоящую из протяженных антиклиналей и синклиналей того же направления.

Антиклинорная структура осложнена целым рядом крупных северозападных тектонических нарушений продольного типа, сопровождаемых серией оперяющих разломов второго и третьего порядков, косо-ориентированных к складчатым структурам. В результате, как и везде в районе, общее строение антиклинория представляет собой чередование структур грабен-синклинального и горст-антиклинального типа.

На крайнем севере района в некоторых из таких структур развиты девонские отложения, образующие наложенные грабен-синклинали также асимметричного строения. Они сложены образованиями грубообломочной гравелит-песчаниковой формации.

В южном крыле антиклинория расположен крупный батолитоподобный интрузивный массив Дай Лок силурийского возраста, образовавшийся в зоне глубинного разлома Ашо-Нгуханыпон, пересекающий всю земную кору [86].

В северной экзоконтактовой зоне массива закартированы многочисленные субсогласные тела диоритов, гранодиоритов. Часть из них представляет собой типичные «малые интрузии», с которыми, видимо, парагенически связана развитая в пределах блока золоторудная минерализация. Возраст и формационная принадлежность этих образований до настоящего времени не установлены.

На севере района расположен интрузив двуслюдяных гранитов, относящихся к комплексу Хай Ван (уТ3Ь.у), ориентированный в субширотном направлении. В центральной части блока известно несколько тел гранитов комплекса Ба На (уК2Ьп), которые трассируют, вероятно, глубинную зону северо-восточного направления. В экзоконтактовых частях этих массивов известны рудопроявления и мелкое вольфрамово-оловянное месторождение грейзенового типа с признаками золота.

Блок Шонг Бунг находится на западе рассматриваемого района. Восточным ограничением его является меридиональная зона глубинного разлома Ашау-Алыой, проходящая с юга на север и пересекающая, по данным Фам Хоана (1996), всю земную кору. На севере по этому разлому он граничит с блоком Шонг Ванг , в центральной части с блоком Нонг Шон, а на юге со ступенчатым смещением с блоком Хам Дык. В основании блока залегают толщи верхнепротерозойско-нижнекембрийского возраста, залегание которых в отличии от блока Хам Дык, меняется на северо-западное и субмеридиональное. На этих отложениях, вероятно, залегают кембрийские отложения, представленные нижней толщей Ашан, также с северо-западным простиранием слагающих ее пород. Кембрийские отложения образуют здесь отчетливо синклинальную структуру с углами падения пород от 40° до 75° на юго-запад в восточной части блока и 50° на северо-восток в его западной части у границы Вьетнама и Лаоса.

На севере площади, на границе с блоком Шонг Ванг на отложениях кембрия расположена единственная в районе депрессионная структура, выполненная вулканогенно-терригенными отложениями толщи Алин пермского возраста (смешанная андезит-известковисто-песчаниковая формация), среди вулканитов которой отмечены андезиты. Южный борт этой депрессионной структуры перекрыт терригенно-вулканогенными отложениями толщи Шонг Бунг среднего триаса, в которой в составе вулканитов распространенны дацито-риолиты и риолиты. Поля развития отложений триаса в виде мелких и узких наложенных структур сохранились в восточной пограничной полосе блока. Положение их контролируется зонами глубинного меридионального разлома, а также отдельными северо-западными и северо-восточными разломами.

Зона глубинного меридионального разлома и продольные по отношению к складчатости кембрийских отложений северо-западные разломы контролируют положение верхнепалеозойского (комплекс Бензанг-Куэшон) и верхнетриасового (комплекс Хай Ван) магматизма.

В металлогеническом отношении площадь блока изучена явно

недостаточно, однако и в его пределах известны единичные проявления золота и медноколчеданная (?) сульфидная минерализация с признаками золотоносности.

Таким образом, распространение особенностей тектонического строения района позволяет сделать следующие выводы.

Территория района Куангнам-Дананг приурочена к зоне сочленения северовосточной части Индосинийской платформы со складчатой областью Чыонг Шон, что предопределило сложный тектонический план района. Все сохранившиеся к настоящему времени образования могут быть объединены в пять самостоятельных структурно-формационных комплекса, каждый из которых характеризует крупный этап в геологическом развитии территории:

Ъ/ %/ / К/ \ 1 КУ \ V/ / к/ • V

ранепротерозоискии (карельскии), рифеи-вендскии (салаирскии, кеморииско-девонский (каледониды), пермо-триасовый (индосинийский) и юрско-антропогеновый (тихоокеанский). По особенностям сочетания стратифицированных и интрузивных формаций выделяются пять блоков (структурно-формационных подзон), различающихся историей геологического развития. В пределах каждого из них известны признаки и проявления золоторудной минерализации, что характеризует данную территорию как золотоносную область.

Заключение диссертации по теме «Геология, поиски и разведка рудных и нерудных месторождений, металлогения», Май Чонг Ту

ЗАКЛЮЧЕНИЕ

Рассмотренные в работе вопросы закономерностей размещения золоторудной минерализации имеют существенное значение для общей оценки перспектив золотоносности территории Куангнам-Дананг.

Проведенный анализ стратиграфии, магматизма, тектоники и оруденения на формационной основе позволил провести разделение территории на ряд блоков, различающихся историей геологического развития. Показано, что в северо-восточном обрамлении Контумского массива были сформированы структурно-формационные комплексы салаирского и каледонского этапов, которые претерпели активизацию в индосинийский и тихоокеанский этапы.

Анализ металлогенических особенностей каждого из них позволил сформулировать первое тезисное положение: территория района Куангнам-Дананг состоит из 5 крупных блоков, различающихся между собой сочетанием вулканогенно-осадочных, магматических формаций и интенсивностью золотоносности. Впервые выделенные регионально-аномальные поля золоторудной минерализации приурочены к двум тектоническим блокам, характеризующимся наличием углеродсодержащих формаций и проявлением разновозрастного гранитоидного магматизма, в том числе и повышенной основности.

Изучение особенностей золоторудной минерализации, распространенной в пределах двух регионально-аномальных полей, позволило сделать вывод о единстве проявленного здесь минералого-геохимического типа, выраженного в стадийности, минеральных ассоциациях и геохимических параметрах рудообразования.

Это послужило основанием для выдвижения второго тезисного положения: проявления золоторудной минерализации района Куангнам-Дананг принадлежат к одной малосульфидной золото-кварцевой формации и обусловлены проявлением единого рудного процесса.

Пространственно-статистический анализ закономерностей размещения золоторудной минерализации в пределах данной территории позволил сформулировать третье тезисное положение:

Предпосылки и признаки золоторудной минерализации района Куангнам-Дананг на трех уровнях генерализации (планетарном, региональном и локальном) подобны таковым для месторождений золото-сульфидно-кварцевой группы формаций других провинций, что позволяет прогнозировать возможность обнаружения здесь месторождений средних и крупных масштабов.

Планетарные предпосылки определяются приуроченностью территории района Куангнам-Дананг к тыловой части Тихоокеанского золоторудного пояса, включающего распространение мезотермальных среднеглубинных месторождений малосульфидной золото-кварцевой формации в обрамлении устойчивого Контумского массива и связаны с процессами активизации разновозрастного складчатого фундамента в верхнемеловое (?) время.

Региональными предпосылками являются тектонические блоки, разделенные зонами глубинных разломов, сложенные углеродсодержащими формациями ранних стадий прогибания эв- и миогеосинклинального типа с разновозрастным интрузивным гранитоидным магматизмом.

Локальные предпосылки представлены индивидуальными для каждого из блоков конкретными рудовмещающими формациями, разрывными и складчатыми структурами второго порядка и интрузивными телами гранитоидов повышенной основности,.

Признаками на всех уровнях генерализации являются прямые признаки золотоносности и степень экстенсивности их проявления.

Впервые установленные автором удельная плотность золоторудной минерализации относительно абсолютных отметок современного рельефа указывает на ярусный тип распределения минерализации, а геохимические и структурно-морфологические особенности на различия в уровнях эрозионного среза продуктов общей палеогидротермальной колонны в двух рассмотренных блоках.

На основе локальных предпосылок и признаков проведено районирование территории по степени перспективности.

Площади высокой перспективности сопоставимы с площадями месторождений или рудных полей и могут быть рекомендованы для дальнейшего проведения детальных поисков и оценки известных или вновь выявленных объектов.

Площади средней перспективности сопоставимы с площадями золоторудных полей или узлов и могут быть рекомендованы для поисковых работ с целью выявления коренных источников золотоносности и их оценки в дальнейшем.

На перспективных площадях, сопоставимых с золоторудными районами (узлами) целесообразно провести дополнительное изучение параллельно с поисками для выявления прямых признаков золоторудных объектов.

Работа по теме диссертации позволяет сформулировать и некоторые вопросы, выяснение которых будет способствовать дальнейшему решению проблемы перспектив золотоносности района. Прежде всего это касается возраста золоторудной минерализации, возраста и формационной принадлежности комплекса «малых интрузий» повышенной основности, а также геохимической специализации на золото рудовмещающих и магматических формаций.

Необходимо также провести работы по созданию многофакторных моделей известных золоторудных месторождений в целях разработки критериев оценки вновь выявляемых объектов и геоморфологические исследования для оценки и и благоприятных условии возникновения и сохранности россыпей.

Список литературы диссертационного исследования кандидат геолого-минералогических наук Май Чонг Ту, 1998 год

ЛИТЕРАТУРА

1. Аристов В. В. Методика геохимических поисков твёрдых полезных ископаемых. М.: Недра. 1984.

2. Аристов В. В. Поиски твёрдых полезных ископаемых. Учебное пособие. М.: Недра. 1975.

3. Аристов В. В., Ляхов Л. Л. Методика оконтуривания перспективных объектов на прогнозных картах и разрезах. Известия вузов. Геология и разведка. 1989. № 4,6.

4. Аристов В. В., Ляхов Л. Л. Наземные и глубинные поиски скрытых месторождений твёрдых полезных ископаемых. Известия вузов. Геология и разведка. 1982. № 4,5.

5. Аристов В. В., Роков А. Н. Локальный прогноз и методика поисков основных промышленных типов месторождений твёрдых полезных ископаемых. М.: Изд. МГОУ. 1996.

6. Бетехтин А. Г., Генкин А. Д. Шадлун Т. Н. Текстуры и структуры руд. М. ГНТИ по геологии и охране недр. 1958.

7. Богацкий В. В. Гипсометрия выходов рудных тел как оценочный фактор. Горный журнал, 1948, №9.

8. Боголепов В. И., Гусева Л. Д. Оценка золоторудных объектов на ранних стадиях изучения. Методические рекомендации. Геоинформарк, 1997.

9. Вольфсон Ф. И., Дружинин А. В. Главнейшие типы рудных месторождений. М. Недра, 1982.

10.Вольфсон Ф. И., Яковлев П. Д. Структуры рудных полей и месторождений. М. Недра, 1975.

П.Генезиз эндогенных рудных месторождений. Под ред. В. И. Смирнова. М. Недра, 1968.

12.Гуськов. О. И., Кушнарев П. И., Таранов С. М. Математические методы в

геологии. Сборник задач. Недра. Москва, 1991. 13.Давиденко Н. М. Металлогенические особенности главных типов

золоторудных месторождений. Новосибирск, «Наука», 1996 Н.Каждан А. Б. поиски и разведка месторождений полезных ископаемых. Научные основы поисков и разведки. М. Недра, 1984.

15.Каждан А. Б. поиски и разведка месторождений полезных ископаемых. Производство геологоразведочных работ. М. Недра, 1985.

16.Каждан А. Б., Гуськов О. И. Математические методы в геологии. М. Недра,

1990.

П.Константинов М. М. провинции благородных металлов. Москва. Недра,

1991.

18.Константинов М. М., Варгунина Н. П., Косовец Т. Н. и др. Минералого-геохимическая зональность золоторудных месторождений. Геология рудных месторождений. 1998. Т. 40, №1.

19.Коробейников А. Ф., Маслеников В. В. Закономерности формирования и размещения месторождений благородных металлов Северо-восточного Казахстана. Томск, изд-во Томского университета, 1994.

20.Коробейников А. Ф., Нарсеев В. А. и др. Пириты золоторудных месторождений (свойства, зональность, практическое применение). М. ЦНИГРИ, 1993.

21.Коробейников А. Ф., Овчинников Л. Н., Масленников В. В., Вороновский С. Н. Эндогенная зональность золото оруденения в черносланцевых толщах по данным изотопного состава серы. Геология рудных месторождений, 1990. Т.2. №4.

22.Корытов Ф. Я. Первичные уровни интенсивности оруденения и их отражение в современном рельефе (на примере Забайкалья). Известия вузов, Геология и разведка, 1968. №12.

23.Кочетков А. Я., Нгуен Нгием Минь. Золоторудные формации Вьетнама.

Доклады Академии наук, 1996. Том 346, №1, с. 75-78.

24.Критерии прогнозной оценки территории на твердые полезные ископаемые. Под ред. Д. В. Рунквиста J1. недра, 1986

25.Магматические формации СССР. Т. 1,2. JI. Недра, 1979.

26.Май Чонг Ту, А. Н. Роков. Закономерности распределения рудной минерализации района Куангнам-Дананг (СРВ). III международная конференция «Новые идеи в науках о Земле». Тезисы докладов. Т. 2. Москва, 1997.

27.Нарсеев В. А. Промышленная геология золота. М. Научный мир. 1996.

28.Некрасов Е. М. Зарубежные эндогенные месторождения золота. Недра. Москва, 1988.

29.Овчинников JI. Н. Прикладная геохимия. М. Недра, 1990.

30.Овчинников JI. Н. Прогноз рудных месторождений. М. Недра, 1982.

31.Принципы и методы оценки рудоносности геологических формаций. Магматические формации. JI. Недра, 1983.

32.Принципы и методы оценки рудоносности геологических формаций. Метаморфические формации. JI. Недра, 1986.

33.Принципы и методы оценки рудоносности геологических формаций, осадочные формации. JI. Недра, 1984.

34.Радкевич Е. А. металлогенические провинции Тихоокеанского рудного пояса. М. Наука, 1977.

35.Рамдор П. Рудные минералы и их срастания. М. Иност. литература, 1962.

36.Роков А. Н. Использование аэроспектрометрических карт для выделения признаковых пространств золоторудных узлов, полей и месторождений. Известия вузов. Геология и разведка. 1991. №6.

37.Роков А. Н., Май Чонг Ту. Регионально-аномальные золоторудные поля провинции Куангнам-Дананг (Центральная часть Вьетнама). Известия ВУЗов. Геология и разведка, (в печати).

38.Рудные формации эндогенных месторождений. Т. 2. М. Наука, 1976.

39.Цейслер В. М. Анализ геологических формаций. Москва. Недра. 1992.

40.Шиманский А. А., Учитель М. С. и др. Поиски и разведка в примерах и задачах. Часть 1. Прогнозирование и поиски месторождений твердых полезных ископаемых. Иркутск, 1996.

41.Яковлев В. И. Новый поход к рудно-формационному анализу (на примере золоторудных месторождений Северо-Востока СССР). Известия вузов. Геология и разведка. 1988. №9.

Литература на Вьетнамском языке

42.Буй Миен. Поиски золота Тамкй-Тиенфыок. Отчет. Фонд ГУ Вьетнама. Ханой, 1986.

43.Буй Фу Ми. Юрские отложения Вьетнама. Геология, полезные ископаемые и нефти Вьетнама. Ханой. 1995.

44.Данг Ву Хук и Данг Чан Гуен. Новые палеонтологические и стратиграфические данные мезозоя Вьетнама (1988 - 1993) и их значения. Журнал «Геология и полезные ископаемые». Т. 4. Ханой, 1995.

45.Динь Ван Зиен. Геологическая карта и полезные ископаемые провинции Куангнам-дананга 1:200000. Отчет. Фонд ГУ Вьетнама. Ханой, 1995.

46.Динь Ван Тхонг. Поиски полезных ископаемых района Бана масштаба 1:25000. Отчет. Фонд ГУ Вьетнама. 1993.

47.Динь Конг Бао. Оценки перспективности золота Вьетнама. Ханой, 1986.

48.Динь Хыу Шам. Поиска Аи и Sn района Ба На масштаба 1:10000. Отчет. Фонд ГУ Вьетнама.Ханой, 1989.

49.3ыонг Дык Кием. Основные черты металлогении северной окраина Контумского массива. Геология и полезные ископаемые. Т. 4. Ханой, 1994г. 50.3ыонг Дык Кием. Составление металлогенической и прогнозной карт зоны Куангнам-дананга 1:200000. Отчет. Фонд ИГМР. Ханой, 1994.

51.Кат Нгуен Хунт и др. Геологическая карта группы листов Тамкй-Хйэпдык масштаба 1:50000. Отчет. Фонд ГУ Вьетнама. Ханой, 1991.

52.Кат Нгуен Хунг. Геологическая карта Дананг-хойан масштаба 1:50000. Отчет. Фонд ГУ Вьетнама. 1995.

53.Ле Тхак Синь. Геологическая карта Южного Вьетнама масштаба 1:500000. Ханой, 1967.

54.Нгуен Ван Куен, Нгуен Дык Тханг, Нгуен Ван Чанг. Деятельность магматических интрузивов северной части Контумского серединного массива. Журнал «Геология» №156. Ханой, 1982.

55.Нгуен Ван Хоай, Фан Ван Куинь. Оценки перспективности урана и других полезных ископаемых в угленосной бассейне Нонгшон. Научная конференция Геологической Экспедиции 10. Ханой, 1989.

56.Нгуен Ван Хоань, Фам Хыу Тхонг. Среднепалеозойские образования средней части Вьетнама. В кн. Геология и полезные ископаемые Вьетнама. Т. 2. Ханой, 1984.

57.Нгуен Ван Хыонг и др. Геохимическая карта Вьетнама масштаба 1:1000000. Ханой, 1990.

58.Нгуен Ван Чанг и др. Геологическое строение и полезные ископаемые района Хуэ-Куанг Нгай. Геология и полезные ископаемые Вьетнама. Т.2. Геосъемочная экспедиция. Ханой, 1984.

59.Нгуен Данг Тхань, Тю Динь Ынг. Перспективность урана в песчаниках участка Хехоа-Хекао. В кн. «Геология, полезные ископаемые и нефти Вьетнама». Ханой. 1995.

60.Нгуен Нгием Минь, Ву Нгок Хай и др. Металлогеническая карта Вьетнама 1:1000000. Ханой, 1990.

61.Нгуен Нгием Минь, Нгуен Тхи Май Чинь. Обобщенные выводы и оценки ресурса золота Вьетнама. Геология и полезные ископаемые. Т.5. ханой, 1996.

62.Нгуен нгием Минь, Фам Хоан. Металлогеническое районирование территории Вьетнама по данным глубинных структур. Геология и полезные ископаемые. Т.2. Ханой, 1991.

63.Нгуен Нгием Минь. Золотоносность Вьетнама. Отчет. Фонд ИГМР. Ханой, 1995.

64.Нгуен Суан Бао, Фам Ги Лонг. Исправление и дополнение к геологической карте Южного Вьетнама масштаба 1:200000. Отчет. Фонд ГУ Вьетнама, 1994.

65.Нгуен Суан Бао, Фан Чыонг Тхй, Чан Тат Тханг. Петрология метаморфических пород района Хамдык (Северной части Контумского массива). Наука о Земле 3- 1992. Ханой.

66.Нгуен Хак Винь. Определение возраста пород K-Ar методом. Журнал «Палеонтология». № 4. Ханой, 1980.

67.Саурин Е. Стратиграфия Юго-восточной Азии. Изд. «Наука и Техника». Ханой, 1956.

68.Фам Ван Чой. Детальные поиски месторождения золота Бонг Мйэу, Чунг Манг». Отчет. Фонд ГУ Вьетнама. Ханой, 1984.

69.Фам Хоан и др. Изучение глубинного строения территории Вьетнама на основании интерпретации геофизических данных. Геология и полезные ископаемые. Ханой, 1985.

70.Фан Кы Тиен. Геологическая карта Вьетнама-Лаосса-Камбоджи масштаба 1:1500000. Ханой, 1989.

71. Фромаджэ. Дж. Геологическая карта Индокитая масштаба 1:2500000. Париж, 1952.

72.Фуш С. . Геологическая карта Индокитая масштаба 1:4000000. Ханой, 1882.

73.Хиунь Чунг, Нгуен Суан Бао и др. Закономерность размещения магматических образований южной части Вьетнама. Геология и полезные ископаемые. Т. 1. Ханой, 1979.

74.Хуинь Чунг и др. Гранитоидные комплексы Дайлок, Шахуинь и Чулай.

Геология и полезные ископаемые Вьетнама. Т. 1. Ханой, 1979. 75.Чан Дык Лыонг, Нгуен Суан Бао. Геологическая карта Вьетнама масштаба

1:500000. Ханой, 1981. 76.Чан Ким Тхать. Геологическая карта Южного Вьетнама масштаба 1:500000. Шай Гон, 1974.

77.Чан Куан. Поиски россыпных месторождений Чунг Манг (Куангнам-

Дананг). Отчет. Фонд ГУ Вьетнама. Ханой, 1988. 78.Чан Тинь. Геология Контумского выступа. Отчет. Фонд ГУ Вьетнама. Ханой, 1994.

79.Эпштейн, До Ван Фи. Золотоносность Вьетнама. Отчет. Фонд ГУ Вьетнама. Ханой, 1986.

Литрература на английском языке

80.Сао Dinh Trieu. New result about structure of earth's crust in Vietnam. Special issue. Proceeding of the intenational symposium «Geology of Southeast Asia and adjacent areas». Series B. Hanoi, 1995.

81.Do Hai Dzung. Characteristics of hydrotermal and epitermal gold mineralization in Vietnam. Special issue. Proceeding of the intenational symposium «Geology of Southeast Asia and adjacent areas». Series B. Hanoi, 1995.

82.Do Hai Dzung. Gold deposits. Geology and mineral resources of Vietnam. V. 1. Second edition. Hanoi, MIDECO, 1990, p.p.109-127.

83.Le Thac Xinh. Metallogenic development. Geology and mineral resources of Vietnam. V. 1. Second edition. Hanoi, MIDECO, 1990, p.p. 18-26.

84.Nguyen Nghiem Minh, Vu Ngoc Hai. Metallogenic map of Vietnam, scale 1/1000 000. Hanoi, 1987.

85.Nguyen Quang Hung, Mai Trong Tu. Radioactive concentration in coal implication of the use of uranium-bearing coal as exemplified by Nong Son coal mine. Proceeding of Regional Seminar of Environmental Geology. Hanoi, 1992.

86.0hmoto, H. And Rye, R. O., Geochemistry of Hydrotermal Ore Deposits, 1979. pp/ 509-567.

87.Pham Khoan. Geological deep structures, structural factors controlling mineralization and perspective areas on mineral resources within territory of Vietnam on the basic of interpreting geophysical data. 30-th International geological congress. 4-14 August 1996, Beijing, China.