Геологическая история формирования района

Джимидонское рудное поле является составной частью Садонского рудного района, занимающего область Дигоро – Осетинской структурно-формационной зоны. В её строении наблюдается отчётливо выраженное двухъярусное строение.

В наиболее раннее, протерозойско-нижнепалеозойское время в типично геосинклинальных условиях формировалась терригенно-глинисто-мергелистая толща, включающая в себя различные по мощности горизонты вулканитов основного состава. В процессе регионального метаморфизма в эпидот-амфиболитовой фации, эти образования были метаморфизованы в условиях эпидот-амфиболитовой фации и в современном облике представлены различными кристаллическими сланцами, амфиболитами, гнейсами и кварцитами, выделяемых в объёме буронской свиты. Метаморфический комплекс буронской свиты слагают в районе наиболее древний – байкальский структурный этаж.

В герцинский период тектогенеза имел место цикл тектономагматической активизации. В результате чего, породы буронской свиты испытали частичный диафторез и были прорваны верхнепалезойскими гранитоидами садонского типа. Данное сообщество кристаллических пород рассматривается как эпибайкальский – герцинский структурный этаж, яв-ляющийся кристаллическим субстратом для пород юрского возраста. В пределах Садонского рудного района породы буронской свиты пользуются ограниченным развитием. В большинстве случаев, они присутствуют в виде ксенолитов или останцов в кровле гранитного массива и, как правило, представлены кварц-хлоритовыми или кварц-слюдистыми сланцами. Наи-более полные разрезы буронской свиты известны лишь в области восточного замыкания Садоно – Унальской горст – антиклинали, представленной Джимидонским поднятием. Здесь мощность буронской свиты достигает 480-500 м и основная роль в её составе принадлежит различным по составу кристаллическим сланцам и амфиболитам.

Вторым непременным членом эпибайкальского – герцинского структурного этажа являются верхнепалеозойские гранитоиды, выведенные на поверхность в ядерных частях Садоно – Унальской горст – антиклинали. Обычно это крупно-среднезернистые, иногда порфировидные породы, в большинстве случаев в различной степени катаклазированные и хлоритизированные. Характерной чертой верхнепалеозойского гранитоидного комплекса является широкое проявление процессов калиевого метасоматоза, абсолютный возраст которого определяется как нижняя и, частично, средняя юра.

В тесной пространственной связи с гранитоидами находятся их жильные дериваты, представленные жильными гранитами, аплитами и пегматоидами.

Начиная с мезозоя, рассматриваемая территория испытала субплатформенный режим развития, при котором имело место накопление относительно маломощного глинисто-терригенного разреза. Преимущественно терригенным комплексом осадков слагается верхний или киммерийский структурный этаж. В основании верхнего структурного этажа залегает юрский базальный горизонт, который с резким стратиграфическим и угловым несогласием перекрывает или метаморфиты буронской свиты, или верхнепалеозойские гранитоиды. Сложен горизонт переслаиванием конгломератов, гравелитов, песчаников и алевролитов, содержащих многочисленный углефицированный растительный детрит. Мощность горизонта колеблется в широких пределах и составляет обычно от 3 до 55 м, достигая на некоторых участках 100 – 120 м.

На конгломератах базального горизонта залегают вулканиты осетинского комплекса, которые в верхних своих частях, со следами размыва, перекрываются сравнительно мощной и выдержанной по простиранию толщей терригенных пород мизурской свиты. Её выходы почти непрерывной полосой прослеживаются по северному крылу Садоно-Унальской горст – антиклинали, от селения Ход на западе до верховьев р. Джимидон – на востоке. По составу мизурская свита песчано-алевролитовая. Подчинённую роль в её строении играют аргиллиты, конгломераты, туфы и туфопесчаники, концентрирующиеся в основании. Мощность свиты колеблется от 107 до 290 м. Многочисленной фауной аммонитов возраст мизурской свиты определяется как домерский подъярус плинсбахского яруса.

Алевролиты и песчаники мизурской свиты вверх по разрезу постепенно, без перерыва, переходят в монотонную толщу аргиллитов тоара. Монотонность литологического состава толщи нарушается появлением в среднетоарских слоях пластов и пачек песчаников и алевролитов. Мощность нижнего тоара изменяется от 300 до 400 м, среднего – от 250 до 420м. Возраст подъяруса определяется достаточным количеством фауны и микрофауны.

Анализ закономерностей развития территории свидетельствует о том, что в позднем триасе эта территория после периода эпигерцинской стабилизации, характеризовалась устойчивым воздыманием и, начиная с лейаса, испытывала субплатформенный режим развития.

Особое место в геологическом строении этой территории, а также в формировании и размещении эндогенного оруденения принадлежит юрскому магматизму. Развитие магматической деятельности этого времени тесно связано с периодом тектоно – магматической активизации, охватившей в юрское время большую часть Дигоро – Осетинской структурно-формационной зоны. Начальные этапы тектоно – магматической активизации проявились разнонаправленными блоковыми перемещениями консолидированного складчатого фундамента. Заложение новых и реювинация древних расколов фундамента сопровождалось последовательным развитием комагматических вулканических и интрузивных пород, слагающих сложно построенную многофазную вулкано– плутоническую ассоциацию. Её развитие выразилось последовательной сменой пород эффузивной, субвулканической и гипабиссальной фаций глубинности, соответственно выделяемых как осетинский, ходский и ардон-ногкауский магматические комплексы (Давыдов и др., 1982). В пространственном отношении основной объём пород ассоциации сконцентрирован в центральной части Дигоро – Осетинской структурно-формационной зоны и обнаруживает много общего с магматизмом зон глыбовых дислокаций (по Д.И. Горжевскому). Специфика условий тектоно-магматического развития обусловила формирование здесь Садонской вулкано-тектонической депрессии, тяготеющей к участку с мозаично-блоковым строением палеозойского фундамента. Вулканоструктура охватывает значительную часть Садоно – Унальской горст – антиклинали, принимающей здесь облик срединного массива. Внешний контур депрессии подчёркивается эллипсоидальным расположением выходов вулканогенных пород осетинского комплекса. Необходимо отметить, что основное полиметаллическое оруденение Садонского рудного района расположено во внутренних частях данной структуры.

Осложнение внутренней структуры Садонской вулканоструктуры имело место на завершающих стадиях активизации, когда закладывались новые и подновлялись древние разломы, по которым внедрялись гипабиссальные интрузии гранитоидного состава. Возможно, в этот период и были заложены вулканоструктуры типа кальдер оседания (Архонская, Ног-кауская). Как показывает анализ размещения магматитов этого периода развития и полиметаллического оруденения, подобные разломы отличались длительным развитием и могли играть роль магмо – рудоподводящих каналов.

Начальные этапы киммерийского магматизма выразились формированием эффузивно-пирокластической толщи, стратифицированной в основании юрского разреза, и выделяемой ранее в объёме осетинской свиты. Исходя из состава и генетической связи с остальными эквивалентами вулкано – плутонической ассоциации, эти образования выделяются как формация покровных андезитов осетинского вулканогенного комплекса. Последний представляет собой ассоциацию лавовых и пирокластических пород, слагающие тела переменной мощности. К ним тесно примыкают их жильные аналоги, слагающих подводящие каналы для покровных излияний.

Все разновидности вулканогенных пород находятся в сложных пространственных взаимоотношениях. Особенности их фациальной принадлежности и характер изменчивости, в значительной мере, обусловлены вулканоструктурной позицией разреза вулканитов. Это отражено в закономерном площадном развитии различных фациальных типов вулканитов и вариациях их мощностей.

На большей части Дигоро – Осетинской структурно-формационной зоны активная вулканическая деятельность завершилась формированием формации покровных андезитов. Период ареального эффузивного магматизма сменился последовательным внедрением субвулканических, а затем и гипабиссальных пород.

В условиях некоторой стабилизации формировался ходский субвулканический комплекс андезитов и базальтов (анамезитов). Породы комплекса пользуются ограниченным развитием и в настоящее время установлены только в районе северного фланга Садонской рудоносной структуры.

Завершался юрский магматизм внедрением гипабиссального ардон-ногкауского магматического комплекса. Он сформирован в результате последовательного внедрения диоритов – гранодиоритов – гранит – порфиров – высококалиевых трахиандезитов. В пределах Садонского района породы комплекса развиты неравномерно, и наибольшая их концентрация намечается вблизи полиметаллических месторождений.

Возраст и последовательность развития отдельных фаз юрской вулкано– плутонической ассоциации обосновывается не только общегеологическими данными, закономерной эволюцией их химического состава, но и данными определениями их радиологического возраста (Савченко, 1970; Цветков, 1977; Давыдов и др., 1982).

Начальные фазы становления ассоциации надёжно датируются нижним лейасом по положению их в фаунистически охарактеризованном юрском разрезе. Определение абсолютного возраста пород диоритовой фазы, проявленной на Джимидонском поднятии, свидетельствует, что время их внедрения соответствует доггеру (166 ± 8 - 158 ± 9 млн. лет). Времени становления гранит – порфиров отвечает цифра 143 ± 9 млн. лет, что соответствует верхнему отделу юрской системы. Несколько противоречивы определения абсолютного возраста трахиандезитов (134 ± 2 - 160 ± 8 млн. лет), но в целом они не противоречат представлениям о связи магматизма с байосским циклом тектогенеза.

В структурном отношении Садонский рудный район занимает область перехода между Центральным и Восточным Кавказом – между горст-антиклинорием Главного хребта и Дарьяло – Богосским антиклинорием и охватывает части тектонических зон Северо-Кавказской моноклинали, Балкаро – Дигорского поднятия и Штулу – Хааресской грабен – синклинали.