Mapping of hydrothermal-metasomatic alterations for forecasting gold mineralization based on processing of the Landsat 8 remote sensing spacecraft dataset in the Ahaggar Shield (Southern Algeria)

Full Text

Введение

На сегодняшний день на мировом рынке увеличивается спрос на золото. В связи с этим растут и объемы его предложения. Оно выступает объектом для инвестиций, индикатором состояния мировой экономики и показателем стабильности в финансовом развитии страны. Золоторудные месторождения становятся привлекательными для инвесторов и вызывают определенный научный интерес. Страны стремятся расширить свои золотые запасы, выявляя новые месторождения, тем самым увеличивая свою минерально-сырьевую базу и укрепляя национальную экономику.

Признаки золотой минерализации в Алжирской Сахаре на ЮЗ докембрийского щита Ахаггар (Алжирская Народно-Демократическая Республика) впервые были обнаружены французскими геологами в 50-х годах XX в. и лишь в 1970–1990-х годах были выявлены и разведаны золоторудные объекты мирового класса. Наиболее значимыми из них являются месторождения Амесмесса и Тирек с запасами 60 и 15 т, при среднем содержании золота 18 и 25 г/т соответственно (рис. 1) (Кряжев и др., 2017).

 

Рис. 1. Схема локализации щита Ахаггар в окружении архейских кратонов по (Liégeois et al., 2005) (а). Упрощенная геологическая карта изучаемой территории и сопредельной площади по (Black et al., 1994) (б). Условные обозначения: 1 – города; 2 – границы Западно-Африканского кратона; 3–4 – разломы: 3 – протерозойские (панафриканские), 4 – мезозойские; 5–7 – области складчатости: 5 – архейская, 6 – панафриканская (900–680 млн лет) (Aissa, Marignac, 2016), 7 – альпийская; 8 – палеозойский бассейн Таодени; 9 – границы щита Ахаггар; 10 – кратоны: Сахара (1), Западно-Африканский (2), Конго (3), Танзанийский (4), Калахари (5).

 

Методы дистанционного зондирования Земли позволяют извлекать ценную информацию, которая по сравнению с “традиционными” методами (геологическими, геофизическими, геохимическими) обладает более низкой стоимостью, высокой эффективностью и информативностью, простотой в применении, а также большей обзорностью, детальностью и повышенной глубинностью (Бондур, 2016; Ананьев, 2017).

Современные материалы спутниковых изображений особенно актуальны для картирования и прогнозирования полезных ископаемых на больших территориях с засушливым и пустынным климатом, а также высокогорным рельефом, где часто недоступны обнажения горных пород и затруднен сбор проб (Zhang et al., 2007).

Цель работы – построить прогнозную карту щита Ахаггар, полученную на основе (1) карты развития гидротермально-метасоматических пород и (2) прогнозной схемы распределения зон высокопроницаемых горных пород на золоторудный тип минерализации. Эти материалы были составлены в результате обработки данных снимков космического аппарата дистанционного зондирования Земли (КС КА ДЗЗ) Landsat 8. Кроме того, будут учтены данные геологической карты для оконтуривания перспективных участков, выделения новых прогнозно-поисковых критериев и выявления структурных, геологических и морфологических особенностей, связанных с золоторудным типом минерализации в пределах исследуемой территории.

Геологическое строение изучаемой территории

Щит Ахаггар относится к Панафриканскому Транссахарскому поясу, который образовался в неопротерозое между 750 и 500 млн лет назад в результате столкновения кратонов: Западно-Африканского, Конго и Восточно-Сахарского (Liégeois et al., 2005; Caby, 1996) (рис. 1а). Он представляет собой глыбово-складчатую область площадью около 0.5 млн км², находящуюся в центре Сахары, и протягивается с запада на восток на 850 км, с севера на юг – на 600 км (Кряжев и др., 2017).

Щит в основном состоит из метаморфизованных пород архейского и палеопротерозойского возраста. Первые представлены гнейсами, кристаллическими сланцами, кальцифирами и мраморами (2200 млн лет). Плутонические образования – ассоциацией чарнокитов (1900 млн лет) и плагиогранитов. Палепротерозойские отложения (590–583 млн лет) являются менее метаморфизованными и состоят из вулканогенно-осадочных пород, сохранившимися в синклиналях и грабенах, а также гнейсами, кварцитами, глинистыми сланцами, мраморами, амфиболитами и железистыми кварцитами (Allègre, Caby, 1972; Bertrand, 1974; Haddoum, 1992). Кроме того, присутствуют синорогенные батолиты и дайки пестрого состава, а также позднеорогенные панафриканские граниты с возрастом 620–580 млн лет и посторогенные граниты Таурирт, возникшие в интервале 535–484 млн лет в период раннепалеозойской тектоно-магматической активизации (Caby, 1996; Белов и др., 2015).

Тектонический облик Ахаггара определяет система меридионально вытянутых грабено- и горстообразных блоков, разделенных глубинными разломами, которые представляют собой зоны дробления, милонитизации и метасоматоза. Грабенообразные блоки сложены преимущественно гранит-зеленокаменными комплексами неопротерозоя, а горстообразные – гранито-гнейсовыми породами и гранитоидными образованиями архейско-раннепротерозойского возраста (Белов и др., 1991; Caby, 1996).

В центре щита находится Центрально-Ахаггарский горст-антиклинорий, состоящий преимущественно из нижнепротерозойских пород. С запада к нему примыкает Западно-Ахаггарский мегасинклинорий, а с востока – краевая переходная синклинорная зона. Обе эти структуры выполнены в основном верхнепротерозойскими породами. На крайнем западе располагается Западно-Ахаггарский горст-антиклинорий, сложенный, как и Центрально-Ахаггарский, нижнепротерозойскими образованиями, а также наиболее древними отложениями архейского гранулит-чарнокитового ин-уззальского комплекса (Boissonnas, 1973; Аули, Белов, 2014). Эти образования формируют линейную складчато-блоковую структуру Ахаггара.

В самой восточной части Ахаггара находится Джанетская антиклинорная зона, где также развиты нижнепротерозойские породы. Границы структурно-формационных зон проходят по крупным древним тектоническим нарушениям, преимущественно субмеридионального простирания (Zaba, 1992; Аули, Белов, 2014).

Для щита характерны мезозойские и протерозойские (панафриканские) разломы. Первые связаны с внутриконтинентальными рифтовыми структурами в области альпийской складчатости (20–18 млн лет). В течение мезозоя происходили левосторонние растягивающие транскуррентные движения в опускающихся удлиненных областях (рифтинг) (Liégeois et al., 2005).

Панафриканские разломы (535–520 млн лет) образовались в результате внутриплитного напряжения, связанного со столкновением Африки и Европы, которое спровоцировало линейное литосферное расслоение и быстрый подъем астеносферы в результате сброса давления (Liégeois et al., 2005).

Например, крупный протерозойский Восточно-Ин-Уззальский (ВИЗС) разлом локализуется на востоке от одноименного террейна и протягивается в меридиональном направлении более чем на 1000 км при ширине до 50 км (рис. 2). Это правосторонняя пластичная зона сдвига с горизонтальным смещением на несколько сотен километров, простирающаяся на 2°30 (Caby, 1996; Marignac et al., 2016).

 

Рис. 2. Схема локализации некоторых золоторудных объектов в структурах щита Ахаггар по (Aissa, et al., 2002). Условные обозначения: 1 – месторождения (а) и рудопроявления (б) золота; 2 – зона растяжения; 3 – террейны; 4 – разрывные нарушения (литосферные разломы); 5 – зоны сдвига: ВИЗС (а), Искель (б), ЛАТЭА (в); 6 – границы, соответствующие рисункам 3–6.

 

В пределах разлома породы подверглись динамометаморфизму с проявлением милонитизации и последующего бластеза. Кроме того, для него характерно наличие оперяющих тектонических нарушений высших порядков, вмещающих разнообразные дайки габбро и габбро-диоритов и кварцево-рудные жилы (Аули, Белов, 2014; Белов и др., 2015). Последние формируют вдоль него линейные жильные поля на месторождениях Амесмесса, Тирек и других объектах с золоторудной минерализацией. На первом объекте локализованы наиболее продуктивные золотоносные кварцево-жильные зоны, в которых сосредоточено около 75% всех запасов руд. Протяженность жильных зон достигает 3 км при мощности от 2 до 30 м (Aissa et al., 2002).

Кроме того, для щита характерны литосферные разломы (зоны мегасдвига), разделяющие террейны. Они характеризуются нарушениями сплошности земной коры и пронизывают мантийную части литосферы. Движение крупных литосферных плит в этих зонах связано с конвективными процессами в мантии (Каракин, Курьянов, 2003). Эти разломы контролируют золоторудную минерализацию, приуроченную к зонам максимального растяжения (перпендикулярно σ₁) (см. рис. 2) (Сlack et al.,1994; Caby, 1996; Marignac et al., 2016).

В основном, все известные на щите месторождения и проявления золота найдены в террейнах Искель и ЛАТЭА (аббревиатура террейнов: Лауни, Тефедест, Эжере-Алексод и Азру-н-Фад).

Террейн Искель представляет собой узкую полосу длиной около 700 км и шириной около 60 км, простирающуюся с севера на юг. В мезопротерозое, раннем и среднем неопротерозое (криогенный и эдиакарский периоды) этот океанический террейн подвергался аккреции вдоль его границ (Caby et al., 1996; Liégeois et al., 2005). Он состоит из вкрапленных мафит–ультрамафитовых кумулятивных тел, которые интерпретируются как остатки офиолитовых единиц. В центре террейна локализуются плутонические тела. К нему приурочено месторождение золото-кварц-сульфидной формации Текойат и ряд других рудопроявлений (Black et al., 1994).

Вдоль террейна ЛАТЭА (Центральный Ахаггар) также простирается зона мегасдвига, со смещениями в несколько сотен километров. Согласно (Liégeois et al., 2005) он сформировался в результате столкновения Сахарского и Западно-Африканского мегакратонов, что привело к внутриплитному напряжению, образованию и активизации сложных дифференциальных движений, в том числе трансформенных, и разделению террейна ЛАТЭА на несколько блоков. В Ахаггаре преимущественно реактивированными областями являются кратонные границы и метакратоны.

Продольно разрывным нарушениям внедрялись гранитные батолиты (615–580 млн лет) (Marignac et al., 2016). Террейн состоит из архейских и палеопротерозойских амфиболитовых до гранулитовых фаций метаморфических и магматических пород. В пределах ЛАТЭА известно золоторудное месторождение Ин-Абегги, включающее систему золотосодержащих кварцевых жил с интенсивным гидротермальным изменением. Золотоносные жилы расположены в габбро-диоритовом массиве неопротерозойской вулканогенно-осадочной серии (Liégeois et al., 2005).

Более подробную информацию о геологическом строении щита Ахаггар можно найти в работах (Allègre, Caby, 1972; Boissonnas, 1973; Bertrand, 1974; Haddoum, 1992; Zaba, 1992; Black et al., 1994; Caby, 1996; Aissa, 2002; Белов и др., 2014; Белов и др., 2015; Auli, 2016; Кряжев и др., 2017 и др.).

Исходные данные

Безоблачные дневные сцены КА Landsat-8:

LC08_L2SP_192044_20221031_20221108_02_T1;

LC08_L2SP_191044_20221024_20221101_02_T1;

LC08_L2SP_191045_20221109_20221121_02_T1;

LC08_L2SP_193044_20221022_20221101_02_T1;

LC08_L2SP_194044_20221029_20221108_02_T1;

LC08_L2SP_194045_20221029_20221108_02_T1;

LC08_L2SP_193045_20221006_20221013_02_T1;

LC08_L2SP_193043_20221022_20221101_02_T1;

LC08_L2SP_194046_20230101_20230110_02_T1;

LC08_L2SP_190043_20221017_20221031_02_T1;

LC08_L2SP_190044_20221017_20221031_02_T1;

LC08_L2SP_190045_20221017_20221031_02_T1;

LC08_L2SP_191043_20221024_20221101_02_T1;

LC08_L2SP_194047_20221029_20221108_02_T1;

LC08_L2SP_194043_20221029_20221108_02_T1;

LC08_L2SP_189043_20221111_20221121_02_T1;

LC08_L2SP_189044_20221111_20221121_02_T1;

LC08_L2SP_189045_20221111_20221121_02_T1;

LC08_L2SP_190047_20221017_20221031_02_T1;

LC08_L2SP_191046_20221109_20221121_02_T1;

LC08_L2SP_191047_20221109_20221121_02_T1;

LC08_L2SP_192047_20221031_20221108_02_T1;

LC08_L2SP_193047_20221107_20221115_02_T1;

LC08_L2SP_195046_20221105_20221115_02_T1;

LC08_L2SP_195047_20221105_20221115_02_T1;

LC08_L2SP_195043_20221105_20221115_02_T1;

LC08_L2SP_193042_20221107_20221115_02_T1;

LC08_L2SP_189042_20221111_20221121_02_T1;

LC08_L2SP_191042_20221109_20221121_02_T1;

LC08_L2SP_195042_20221105_20221115_02_T1;

LC08_L2SP_195044_20221105_20221115_02_T1;

LC08_L2SP_195045_20221105_20221115_02_T1;

LC08_L2SP_190048_20221102_20221114_02_T1;

LC08_L2SP_191048_20221109_20221121_02_T1;

LC08_L2SP_193048_20221107_20221115_02_T1;

LC08_L2SP_195048_20221105_20221115_02_T1;

LC08_L2SP_189041_20221111_20221121_02_T1;

LC08_L2SP_190041_20221102_20221114_02_T1;

LC08_L2SP_191041_20221109_20221121_02_T1;

LC08_L2SP_193041_20221107_20221115_02_T1;

LC08_L2SP_194041_20221114_20221122_02_T1;

LC08_L2SP_195041_20221105_20221115_02_T1;

LC08_L2SP_196043_20221027_20221108_02_T1;

LC08_L2SP_196044_20221027_20221108_02_T1;

LC08_L2SP_196045_20221027_20221108_02_T1 уровня обработки 1T (с поправкой на рельеф). Изображения были получены из информационной системы сбора и предоставления спутниковых данных ДЗЗ (EOSDIS) (https://earthexplorer.usgs.gov).

Предварительная обработка КС включала радиометрическую калибровку, атмосферную и топографическую коррекцию (Teillet et al., 1982; Lyapustin et al., 2003; Zhang et al., 2017; Roy et al., 2014).

Геологическая информация представлена в виде геологической карты, масштаб 1:100000 (1-е издание), составленной Министерством культуры и промышленности и Национальным обществом научных исследований и эксплуатации рудников (Carte geologique…, 1977).

Методы исследования

Линеаментный анализ. Линеаменты – это прямые или приблизительно линейные формы рельефа, которые широко распространены по поверхности Земли и тесно связаны с подземными скрытыми и поверхностными структурными элементами. Направление и количество линеаментов отражает характер трещиноватости горных пород и может предоставлять ценную информацию о геологических структурах, тектонике и залегании полезных ископаемых (Masoud, Koike, 2011).

Линеаментный анализ широко используется для структурных исследований (Thannoun, 2013), выделения оставшейся морфологической системы кальдер (Verdiansyah, 2019), оценки перспектив минерализации (Hubbard et al., 2012) и др.

Методика выделения линеаментов ручным способом на основе КС приведена в работе (Иванова и др., 2020).

Для выделения дополнительных линейных элементов рельефа (вытянутые в плане уступы горных хребтов, спрямленные участки речных долин и русел рек и др.), которые не дешифрируются на КС, использовалась глобальная цифровая модель рельефа (ЦМР) Aster GDEM (Advanced Spaceborne Thermal Emission and Reflection Radiometer Global Digital Elevation Model) с пространственным разрешением в плане 30 м (Полякова и др., 2020; Wilson, Gallant, 2000). Данные ЦМР визуализированы с помощью техники “теневой рельеф” с целью построения схемы плотности линеаментов для выделения областей с высокими концентрациями линеаментов и дальнейшего прогнозирования перспективных участков на золоторудный тип минерализации.

Минералы невозможно идентифицировать непосредственно по КС, но могут быть выявлены поля метасоматически-измененных пород, имеющих ярко выраженные спектральные характеристики поглощения и отражения, которые фиксируются в диапазоне датчика КА ДЗЗ. Поэтому для картирования минералов гидротермальных изменений и литологических единиц (Maurer, 2013; Коротков, 2023) широко используется метод соотношения полос (band ratios). Данный метод усиливает спектральные особенности пикселей изображений, основываясь на вычислении отношения спектрального отражения одного канала к другому (Mather, 1999). Выбор подобных каналов осуществляется исходя из отражающей способности искомого минерала. При этом в числителе должен располагаться канал, характеризующий наибольшую отражающую или излучающую способность минерала, а в знаменателе – наименьшую. В результате искомый минерал (или их группа) будет выражен яркими пикселями на полученном изображении.

Для картирования полей развития гидротермальных минералов с использованием спектральных каналов КА Landsat-8 разработано несколько минералогических индексов (Pour et al., 2018): 4/2 – минералы группы оксидов и гидроксидов железа (гематит, магнетит, гетит, ильменит), а также ярозит и их смесь – лимонит; 6/4 – минеральные ассоциации с преобладанием оксида двухвалентного железа (магнетита); 6/5 – минеральные ассоциации с преобладанием оксида трехвалентного железа (гематита); 6/7 – гидроксилсодержащие (Al-OH и Fe,Mg-OH), карбонатные (кальцит и доломит) и сульфатные (гипс) минералы. Эти индексы рассматриваются как весомые показатели (индикаторы) Fe³⁺, Fe²⁺, Al/Fe-OH, Mg-Fe-OH и Si-OH для групп минералов гидротермальной природы и продуктов их гипергенеза.

Метод главных компонент (МГК) – это многомерный статистический метод, который позволяет выбирать некоррелированные линейные комбинации (нагрузки собственного вектора) переменных так, что каждый извлеченный компонент имеет наименьшую дисперсию. Более подробную информацию о методе можно найти в работах (Jolliffe, 2002; Jensen, 2005; Cheng et al., 2006; Gupta, 2017). Первая главная компонента (РС1) используется для извлечения структурной информации из изображения, так как она характеризуется наибольшей дисперсией в пространстве всех признаков (Jolliffe, 2002).

МГК преобразует набор коррелированных данных в некоррелированные линейные данные. МГК широко используется для картирования гидротермальных минералов и литологических единиц на основе спектральных каналов-сенсоров КА ДЗЗ (Loughlin, 1991). Данный метод применен к анализу ранее полученных минералогических индексов с использованием ковариационной матрицы. Подобный подход позволяет статистически оценить надежность пространственного распределения соответствующих вторичных минералов в исследуемом районе.

В качестве входных данных для МГК традиционно используются спектральные каналы КС, но для наиболее эффективной статистической оценки надежности пространственного распределения соответствующих гидротермальных минералов в исследуемом районе использованы результаты оценки минералогических индексов с применением ковариационной матрицы.

Роза-диаграмма построена в автоматическом режиме с помощью скрипта на языке Python с использованием библиотеки Matplotlib.

Систематизация и обобщение данных выполнена в программной среде QGIS. Все имеющиеся данные собраны и визуализированы в едином ГИС-проекте.

Результаты

В кайнозое на исследуемой территории происходила активная вулканическая деятельность, связанная с коллизией Африки и Европы. Для нее можно выделить три основные стадии: верхний эоцен – олигоцен (35–50 млн лет); миоцен (12 млн лет); поздний плиоцен – поздний четвертичный период (от 3 млн лет до верхнего палеолита). После этого вулканизма образовался расчлененный рельеф с высотами более 2000 м (например, гора Тахат – 2918 м) и зыбью до 1500 м (Liégeois et al., 2005; Black et al., 1994; Caby, 1996). Эти события нашли отражение на КС.

Дешифрирование КС в пределах изучаемой территории позволило выделить крупные морфоструктуры овальной и круглой формы, а также кольцевые, дуговые и радиальные линеаменты более высокого ранга (рис. 3 и 4).

 

Рис. 3. ЦМР и выделенные по ней линеаменты для территории исследования. Условные обозначения: 1 – линеаменты. 

 

Рис. 4. Морфоструктурная карта площади исследования в естественных цветах (RGB 4-3-2) с наложенными на нее линеаментами, полученными по данным КС КА Landsat 8 и ЦМР (а). 1–3 – линеаменты: 1 – радиальные, 2 – дуговые, 3 – кольцевые; 4 – зоны сдвига, относящиеся к террейнам: ВИЗС (а), Искель (б), ЛАТЭА (г), зона сдвига, разделяющая террейны ЛАТЭА и Искель (в); 5 – морфоструктуры № 1–4; 6–7 – дайки, сложенные породами кислого (6) и основного (7) состава; 8–12 – месторождения (а) и рудопроявления (б): 8 – Au, 9 – Sn, W, Mo, 10 – Fe, Ti, 11 – Ni, Co, Cr, Pt, 12 – Pb, Zn, Ag, Cu. Цифрами указаны месторождения: Тирек (1), Амесмесса (2), Текойат (3), Ин-Абегги (4), Тиририн (5), Эль Каруза (6), Тин Амзи (7), Алемеда (8), Нахда (9), Бачир (10).

 

На рис. 4 представлена морфоструктурная карта с нанесенными на нее линеаментами, выделенными ручным способом, по данным КС КА Landsat 8 и ЦМР.

На нем выделяются 4 крупных структуры овальной формы 1-го ранга: № 1 и 2 вытянуты в СВ направлении, № 3 и 4 – в субмеридиональном и субширотном направлениях, соответственно). Морфоструктура № 1 имеет размеры 660 на 500 км, морфоструктура № 2 – 420 на 473 км, морфоструктуры № 3 и № 4 – 307 на 260 км и 400 на 333 км, соответственно. Они осложнены дуговыми, кольцевыми (до 40 км в диаметре) и радиальными (до 340 км) линеаментами более высокого ранга.

Кроме того, на данном рисунке отчетливо выделяются серии более коротких по простиранию радиальных линеаментов СЗ и СВ направлений длиной до 100 км. Эти разрывные нарушения образуют три зоны сдвига. (а) Зона субмеридиального простирания длиной около 933 км, вероятно, принадлежащая ВИЗС и/или являющаяся ее частью. (б) Зона также субмеридиального направления длиной примерно 867 км, которая, скорее всего, относится к сдвиговой зоне, локализованной на западе террейна Искель. (в) Зона ЮЮВ направления длиной примерно 1067 км, по-видимому, относится к разрывному нарушению, разделяющему террейны ЛАТЭА и Искель. (г) Зона ЮВ простирания, возможно, относящаяся к восточной границе террейна ЛАТЭА. Эти структуры насыщены дизъюнктивными нарушениями и имеют сложное блоковое строение.

Вдоль и внутри выделенных зон локализовано большинство золоторудных и других типов месторождений и рудопроявлений. Поэтому, вероятно, эти зоны играют рудоконтролирующую роль. Они, скорее всего, образовались позднее морфоструктур № 1–4, так как при пересечении с кольцевыми структурами линейные структуры рассекают их как без видимых смешений, так и с разрывами, обрезаниями и смещениями отдельных частей кольцевых разломов (Космическая…, 1983).

Ориентация линеаментов анализируется путем создания розы-диаграммы, которая представляет собой количество линеаментов, доминирующих в определенном направлении (рис. 5а). В результате главные структуры – это линеаменты ССЗ простирания. Второстепенные – ССВ, субмеридиального и СЗ направлений.

 

Рис. 5. Розы-диаграммы составлены для линеаментов, выделенных ручным способом по КС КА Landsat 8 (а); ЦМР (б); КС КА Landsat 8 и ЦМР (в).

 

Для линеаментов, выделенных по ЦМР, также были построены розы-диаграммы (рис. 5б). Главные структуры – это линеаменты ССЗ и CСВ простираний. Второстепенные – СВ, СЗ и субширотного направлений.

Несогласие в преобладающих ориентировках, скорее всего, можно объяснить наличием перекрывающих толщ в виде более поздних осадочных комплексов. Где находятся обнажения горных пород, там выделяется большее число линеаментов (см. рис. 4). Следовательно, при анализе систем структурных нарушений необходимо отдельно применять и рассматривать каждый способ ручного линеаментного анализа – по КС КА Landsat 8 и ЦМР, так как они дополняют друг друга.

Таким образом, объединенная роза-диаграмма, выделенная по КС и ЦМР, показывает, что на изучаемой территории преобладают линеаменты ССЗ и ССВ ориентировок, второстепенными являются разрывные нарушения СЗ, СВ и субмеридионального направлений (рис. 5в).

Большинство известных месторождений и рудопроявлений (Au, Pb-Zn-Ag-Cu, Ni-Co-Cr-Pt, Sn-W-Mo минерализация) на изучаемой площади принадлежат к внешним и внутренним частям морфоструктур № 1 и № 4. Тогда как для морфоструктуры № 3 их число меньше (Au, Pb-Zn-Ag-Cu минерализация), а в морфоструктуре № 2 не локализовано ни одного выявленного до настоящего времени объекта.

Морфоструктуры № 1–4 представляют собой гетерогенные структуры 1-го порядка со сложным внутренним строением и длительным развитием, вероятно, образованные под влиянием нескольких геологических процессов. Внутреннее строение морфоструктур осложнено (1) линеаментами ССВ и ССЗ простираний (более 100 км) либо ослабленными зонами 1-го порядка, вдоль которых фиксируется внедрение разнообразных интрузивных тел (дайки основного и кислого состава), с которыми генетически связана золоторудная минерализация, (2) кольцевыми и дуговыми линеаментами 2-го и более высоких рангов, вероятно, корового уровня заложения (Горный и др., 2014). Такие структуры, скорее всего, формировали малоглубинные очаги с разнообразной рудной специализацией (Томсон и др., 1984; Серокуров и др., 2008) (см. рис. 4). Так, по данным (Кряжев и др., 2017), золоторудная минерализация месторождений Амесмесса и Тирек, принадлежащая морфоструктуре № 1, сформировалась на различных гипсометрических уровнях единой рудообразующей гидротермальной системы при участии однотипных гетерогенных углекислотно-натриево-хлоридных растворов умеренной концентрации (~6 мас. % экв. NaCl). Рудоотложение протекало в температурном диапазоне 290–320°С на глубинах ~7 км (месторождение Тирек) и 4.5 км (месторождение Амесмесса). Гетерогенность минералообразующей среды на всех уровнях глубинности была обусловлена избыточным количеством углекислоты, поступающей в систему из подкорового источника (δ13C = –7‰). Углекислотная фаза могла служить основным транспортирующим агентом рудообразующей системы в термостатированных условиях, обеспечивая значительный вертикальный размах оруденения на золото-кварцевых месторождениях данного типа.

Другими признаками потенциальной рудоносности отдельно взятых вулканических построек могут служить проявления зон с повышенными значениями индексов оксида железа II и III, реже гидроксид-(Al-OH, Mg-OH) и карбонат-содержащих минералов, которые могут быть закартированы по результатам спектрального анализа КС КА ДЗЗ.

В результате для изучаемой территории впервые закартированы четыре типа гидротермальных изменений, которые представлены преимущественно разными группами минералов и раздельно показаны на рис. 6.

 

Рис. 6. Схемы развития ассоциаций вторичных минералов для изучаемой территории, полученные в результате обработки КС КА Landsat-8: а – оксиды и гидроксиды железа (лимонит); б – оксиды двухвалентного железа (магнетит); в – гидроксил-(Al-OH, Mg-OH) и карбонат-содержащие минералы; г – оксиды трехвалентного железа (гематит). Концентрации индикаторных групп гидротермальных изменений показаны цветными точками: минимальные – желтый цвет, средние – оранжевый и максимальные – красный, линиями указаны контуры максимальных концентраций (сгущения точек) вторичных изменений.

 

Как видно из рис. 6, распределения оксидов трех- (гематит) и двухвалентного железа (магнетит), особенно с высоким содержанием, совпадают. В меньшей степени совпадает расположение повышенных значений оксидов и гидроксидов железа (лимонит) и гидроксил-(Al-OH, Mg-OH) и карбонат-содержащих минералов.

Кроме того, подтверждением совпадения распределения оксидов железа II и III могут служить минералогические данные. Согласно данным (Rabah et al., 2020), на месторождении Ин-Абегги металлоносные минералы сопровождаются оксидами титана и железа (рутил, ильменит и гематит) и гидроксидами железа (гетит и лимонит) на гипергенной стадии.

На месторождении Амесмесса самородное золото присутствует в кварцево-рудных жилах и околорудных гидротермально-измененных породах (зонах березитизации и калишпатизации). В зонах березитизации оно встречается среди железосодержащих хлоритов (Белов и др., 2015).

Кроме того, на данном объекте в небольшом объеме присутствуют окисленные руды, прослеживающиеся до глубин 20–30 м. Они состоят из кварца (до 25–30%), березитов (до 70–75%) и небольшого количества гипергенных минералов, в основном гетита, гидрогетита, гематита, иногда с налетами малахита, азурита и церуссита на стенках трещин и пустот выщелачивания. В этом типе руд встречаются “видимые” золотины (Белов и др., 2015).

На месторождении Тирек значительная доля золота присутствует в виде микроскопических частиц, локализованных в сильноизмененных вмещающих породах. По данным (Saad et al., 2018), основным механизмом отложения золота на объекте является реакция между рудными флюидами, богатыми S, и железосодержащими вмещающими породами в результате дестабилизации комплекса Au(HS)₂ ^– в рудных флюидах.

На рисунке 7 представлена схема плотности линеаментов для изучаемого района, полученная в результате обработки данных КС КА Landsat-8.

 

Рис. 7. Схема плотности построена на основе линеаментов, выделенных ручным способом для изучаемой территории, с нанесенными на нее участками, перспективными на золоторудный тип минерализации: 1–5 – соответствуют рис. 4; 6 – границы перспективных площадей, выделенных по материалам КС КА Landsat 8 (номера I-II на карте – см. пояснения в тексте); 7–10 – вторичные изменения: 7 – оксиды и гидроксиды железа (лимонит), 8 – оксиды двухвалентного железа (магнетит), 9 – гидроксил-(Al-OH, Mg-OH) и карбонат-содержащие, 10 – оксиды трехвалентного железа (гематит). На шкале показаны зоны с максимальной (красный цвет) и минимальной (синий цвет) плотностью линеаментов.

 

Плотность линеаментов характеризуется как степень проницаемости (т.е. нарушенности) горных пород. Выявленные ранее рудопроявления и месторождения в основном локализуются в зонах с высокими значениями плотности линеаментов (красный/оранжевый цвет) и связаны со структурами, играющими рудоконтролирующую роль. Ряд объектов локализован в зонах с низкими концентрациями структур (зеленый и синий цвет). Это связано, вероятно, с наличием перекрывающих толщ в виде более поздних осадочных комплексов.

Учтены следующие признаки. (1) Геологические особенности – расположение морфоструктур вдоль трансрегиональной разломной зоны высшего ранга (зоны сдвига), осложненные радиальными разрывными нарушениями ССВ и ССЗ направлений, вдоль которых локализованы субвулканические тела, связанные с оруденением. Данная зона имеет сложное блоковое строение и, вероятно, играет рудоконтролирующую роль. (2) Зоны распространения гидротермальных изменений, выделенные на основе обработки КС КА Landsat-8. (3) Области с высокими концентрациями линеаментов, т.е. сильно нарушенными горными породами. (4) Локализация рудных объектов: выделено два перспективных участка. Они локализуются на С и ЮВ изучаемой территории. На схемах дешифрирования КС они отвечают скоплениям наиболее ярко выраженных проявлений минералогических индексов распределения оксидов двух- и трехвалентного железа (гематит) и, в меньшей степени, оксидов и гидроксидов железа (лимонит).

В перспективный участок № 1 входят объекты Au, Sn-W-Mo, Fe-Ti, Ni-Co-Cr-Pt, Pb-Zn-Ag-Cu минерализации. Скорее всего, это связано с тем, что эта площадь более изучена, чем другие территории щита Ахаггар (Marignac et al., 2016). В перспективный участок № 2 пока не входит ни одни известный объект.

Таким образом, обнаруженные предшественниками месторождения и рудопроявления локализованы в выделенной перспективной области. Например, в перспективной площади № 1 находится наибольшее количество объектов Au, Sn-W-Mo, Ni-Co-Cr-Pt, Pb-Zn-Ag-Cu минерализации, что подтверждает достоверность полученных результатов вследствие применения описанного подхода.

Заключение

В результате обработки данных КА ДЗЗ Landsat-8 построены карты распространения гидротермальных изменений для изучаемой территории: гидроксил-(Al-OH, Mg-OH) и карбонат-содержащие породы, оксиды двух- (магнетит) и трехвалентного железа (гематит), оксиды и гидроксиды железа (лимонит), с использованием спектральных каналов КА ДЗЗ Landsat 8 (минералогические индексы) и МГК.

Составлена схема плотности линеаментов и выявлена тесная связь между известными рудными объектами и высокими значениями плотности линеаментов.

Выделены два участка, перспективных на золоторудный тип минерализации, на основе интеграции карт распространения метасоматических изменений и схемы плотности линеаментов, геологической карты, а также с учетом достоверных разрывных нарушений, играющих рудоконтролирующую роль. Эти площади приурочены к зонам повышенной плотности выделенных тектонических нарушений и линеаментов и являются наиболее благоприятными/перспективными для прогноза золоторудной минерализации.

Выявлены закономерности, на основании которых сформулированы прогнозно-поисковые критерии на золоторудный тип минерализации в пределах щита Ахаггар, Южный Алжир:

1. Структурный критерий № 1. Перспективные площади на золоторудный тип минерализации на территории щита Ахаггар должны быть локализованы вдоль и/или внутри трансрегиональной разломной зоны, которая контролирует рудную минерализацию, приуроченную к периферии крупных морфоструктур (диаметром от 400 до 800 км) 1-го порядка.
2. Структурный критерий № 2. Такие морфоструктуры осложнены кольцевыми и дуговыми структурами 2-го и более высоких рангов, а также разрывными нарушениями ССЗ и ССВ простираний протяженностью более 100 км, либо ослабленными зонами, вдоль которых фиксируются внедрения интрузивных тел, парагенетически связанных с минерализацией.
3. Вещественный критерий № 1. Золоторудная минерализация связана с дайками среднего (габбро-диориты, диориты) состава и локализована в кварцевых жилах.
4. Вещественный критерий № 2. В потенциально рудоносных вулканических постройках должны быть проявлены метасоматические ореолы значительной площади (более 30 км²) с повышенными значениями индексов оксидов двух- (магнетит) и трехвалентного железа (гематит), и в меньшей степени оксидов и гидроксидов железа (лимонит).

Источник финансирования

Работа выполнена в рамках государственного задания ИГЕМ РАН.

About the authors

Yu. N. Ivanova

Institute of Geology of Ore Deposits, Petrography, Mineralogy and Geochemistry of the Russian Academy of Sciences; Peoples’ Friendship University of Russia

Author for correspondence.
Email: jnivanova@yandex.ru
Russian Federation, Moscow; Moscow

F. Gugali

Peoples’ Friendship University of Russia

Email: jnivanova@yandex.ru
Russian Federation, Moscow

References

Supplementary files