Содержание к диссертации
Введение
ГЛАВА 1. Обзор современных представлений о тектонике и геодинамике Южного Урала 10
1.1. Тектоническое районирование 10
1.2. Тектонические и геодинамические модели формирования 16
ГЛАВА 2. Основные черты металлогении золота восточного склона Южного Урала 23
2.1. Классификация золоторудных месторождений 23
2.2. Металлогения золота и характеристика главных типов золоторудных месторождений 29
ЧАСТЬ II. Структурная эволюция восточного склона южного урала на этапах континентальной коллизии и платформенного развития 71
Глава 3. Разрывная тектоника магнитогорской мегазоны 71
3.1. Строение граничных зон меланжа Главного Уральского и Восточно-Магнитогорского разломов 76
3.2. Разломы надвигового парагенезиса 102
3.3. Разломы сдвигового парагенезиса 127
Выводы 143
ГЛАВА 4. Строение и фазы тектонических деформаций восточно-уральской мегазоны 149
4.1. Основные элементы структуры 149
4.2. Результаты структурных и тектонофизических исследований 161
Выводы 174
ГЛАВА 5. Главные стадии тектонических деформаций и механизм формирования коллизионной структуры восточного склона южного урала 177
ЧАСТЬ. III. Закономерности размещения коллизионных месторождений золота в региональных и локальных структурах 183
ГЛАВА 6. Роль сдвиговых дуплексов растяжения в региональном контроле золотого оруденения магнитогорской мегазоны 183
ГЛАВА 7. Структуры золоторудных месторождений магнитогорской мегазоны 203
7.1. Золото-родингитовое месторождение Золотая гора 203
7.2. Основные типы рудовмещающих структур золото-кварцевых и золото-сульфидно-кварцевых месторождений 215
7.3. Структуры золото-сульфидных месторождений 233
Выводы 289 STRONG
ГЛАВА 8. Структурные условия формирования золото-сульфидно-кварцевых месторождений восточно-уральской мегазоны STRONG 293
8.1. Региональная геолого-структурная позиция месторождений 293
8.2. Локальные рудовмещающие структурные парагенезисы 300
8.3. Сравнение структурных условий формирования золото-сульфидно-кварцевых месторождений Восточно-Уральской
мегазоны Южного Урала и Северного Казахстана 314
Выводы 317
Заключение 318
Литература
- Тектонические и геодинамические модели формирования
- Металлогения золота и характеристика главных типов золоторудных месторождений
- Разломы надвигового парагенезиса
- Основные типы рудовмещающих структур золото-кварцевых и золото-сульфидно-кварцевых месторождений
Введение к работе
Актуальность работы определяется необходимостью разработки научно обоснованных критериев прогноза и поисков золотого оруденения на Южном Урале и важной ролью структурных исследований в познании генетической природы месторождений золота.
Южный Урал относится к числу основных золотодобывающих регионов России и, несмотря на более чем двухсотлетнюю историю освоения, до сих пор обладает значительными прогнозными ресурсами и разведанными запасами рудного золота. В последние десятилетия здесь открыто несколько крупных месторождений. Вместе с тем в настоящее время весьма остро стоит вопрос о расширении минерально-сырьевой базы золотодобычи. Решение этого вопроса связано как с поиском новых объектов, так и с переоценкой запасов многочисленных частично отработанных и законсервированных месторождений, что требует углубленного изучения условий формирования и закономерностей размещения золотого оруденения.
В последние годы, благодаря исследованиям Р.О. Берзона, М.Б и Н.И. Бородаевских, А.И. Грабежева, В.В. Мурзина, В.Н. Огородникова, В.Н. Сазонова, Э.М. Спиридонова и многих других геологов, детально разработаны вопросы минералогии, геохимии и околорудного метасоматоза на месторождениях золота Ю. Урала. Автором проблема происхождения и закономерностей размещения золотого оруденения решалась преимущественно на основе структурного и тектонофизического анализа рудных полей и месторождений. Систематические исследования с применением специальных структурных методов выполнялись на южноуральских объектах, главным образом, до начала семидесятых годов прошлого столетия геологами ИГиГ УрО РАН, ЦНИГРИ и УГГГА, а в последующие годы или не проводились или проводились в ограниченном объеме [Месторождения золота …, 1999]. Вследствие этого, ряд ключевых аспектов структурного контроля оруденения остаются невыясненными и прежде всего типы рудоносных структурных парагенезисов и механизмы их образования, роль тектонофизического фактора в размещении оруденения, связь структур рудных полей и месторождений с общей тектоникой региона и этапами его развития.
Главная цель работы – изучение структурных и тектонофизических условий формирования, региональных и локальных закономерностей размещения золотого оруденения в тектонических структурах восточного склона (палеоокеанического сектора) Южного Урала. Для достижения поставленной цели решалось несколько конкретных задач, основными среди которых были следующие:
1) типизация золоторудных месторождений;
2) структурно-парагенетический анализ региональных и локальных разрывных нарушений и выяснение особенностей структурной эволюции восточного склона Южного Урала на коллизионном и платформенном этапах его развития;
3) уточнение общей тектонической структуры региона;
4) изучение структурных и магматических факторов регионального контроля золотого оруденения;
5) исследование локальных рудоносных структурных парагенезисов на месторождениях золота различных формационных типов, этапности, механизмов и тектонофизических режимов их формирования;
6) анализ связей структур рудных полей и месторождений с геодинамическими стадиями развития региона;
7) сравнение структурных условий образования месторождений золота Южного Урала и других регионов Урало-Монгольского складчатого пояса.
Фактический материал и методика исследований. Решение поставленных задач осуществлялось на материалах собранных, главным образом, лично автором при изучении рудных полей золотых (Муртыкты, Ик-Давлят, Миндяк, Кочкарь, Золотая гора, Малый Коран и др.), золото-колчеданно-полиметаллических (Балта-тау, Александринское, Бабарыкинское) и колчеданных (Учалинское, Бурибайское) месторождений восточного склона Южного Урала. Кроме того использованы данные, полученные в процессе совместных с И.Б. Серавкиным и А.М. Косаревым региональных исследований зон крупных разломов, которые сочетали в себе детальное картирование отдельных фрагментов разломных зон и структурные наблюдения по серии широтных профилей в масштабе 1:10 000 –1: 50 000. Наиболее представительным является разрез по сейсмическому профилю Уралсейс, пересекающему все мегазоны палеоокеанического сектора Южного Урала.
Главным методом исследований был структурно-парагенетический анализ тектонических нарушений, проводившийся автором, начиная с 1980 г. Он включал изучение морфо-генетических особенностей складчатых и разрывных структур, исследование кинематики разломов [Данилович, 1961; Расцветаев, 1987; Осокина, Цветкова, 1979; Спенсер, 1981; Cowan, Brandon, 1994; Kano, Nakajietal, 1991; Ramsay, Huber, 1987], тектонофизические реконструкции [Гзовский, 1975; Громин, 1978; Гущенко, 1979; Корчемагин, Емец, 1982; Николаев, 1977; Шерман, Днепровский, 1989; McClay, 1995], количественные оценки степени деформированности пород [Паталаха, 1967; Милеев, 1976] и собственно парагенетический анализ структур [Гзовский, 1975; Лукъянов, 1991; Расцветаев, 1987; Старостин, 1988]. На месторождении Муртыкты выполнены петрофизические исследования [Старостин, 1984].
Основой структурных построений на рудных полях и месторождениях служили данные детального картирования их поверхности, проводившегося в масштабе 1: 2000 и 1:5000, документации подземных горных выработок и керна скважин. На ряде объектов (Муртыкты, Миндяк, Красная жила и др.) выполнены литолого-петрографические исследования рудовмещающих пород и формационный анализ магматических комплексов.
Структурные исследования сопровождались дешифрированием аэрофото- и космоснимков, интерпретацией данных грави-, магнито- и электроразведки и сейсмических материалов, обобщением опубликованных и фондовых работ.
Научная новизна. Автором разработана классификация золоторудных месторождений, учитывающая их индикаторные характеристики: генезис, состав руд и вмещающие породы. Впервые для восточного склона Южного Урала выполнены систематические структурно-тектонофизические исследования и парагенетический анализ разномасштабных тектонических нарушений, в том числе рудоносных структур золоторудных и колчеданных месторождений и на этой основе выяснены главные закономерности структурной эволюции палеоокеанического сектора на этапе межконтинентальной коллизии Восточно-Европейского и Казахстанского континентов и на платформенном этапе развития. Уточнена коллизионная структура Магнитогорской и Восточно-Уральской мегазон. В Магнитогорской синформе впервые выделены и охарактеризованы транспрессивные и транстенсивные структурные парагенезисы. Предложен механизм реализации коллизионных процессов, включающий элементы двухъярусной тектоники плит.
Установлены основные закономерности регионального структурного контроля золотого оруденения Магнитогорской мегазоны. Выяснены факторы, определяющие структурную позицию золото-сульфидно-кварцевых месторождений Восточно-Уральского мегазоны.
Изучены структурные парагенезисы, механизмы и тектонофизические режимы формирования локальных рудоносных структур всех основных типов месторождений золота Магнитогорской синформы, а также золото-сульфидно-кварцевых месторождений Восточно-Уральской мегазоны. Выделен новый для Урала тип золотоконтролирующих структур – разномасштабные сдвиговые дуплексы растяжения. На примере Кочкарского месторождения выяснены факторы крупного концентрирования золота в массивах тоналит-гранодиоритовой формации.
Практическая значимость, внедрение результатов. Установленные закономерности структурного контроля золотого оруденения позволяют более эффективно проводить поисковые и разведочные работы на золото в известных районах и прогнозировать новые перспективные площади для постановки поисковых работ. Данные по разрывной тектонике региона использованы при составлении Государственной геологической карты (ГДП-200) и в дальнейшем могут быть использованы при проведении геологосъемочных работ масштаба 1:50000–1:200000. Исследования проводились по тематическим планам ИГ УНЦ РАН, а также в рамках проектов, поддержанных РФФИ (грант 93-05-14033), ВRGM (программа МinUrals № ICA-2-ст-2000-10011), DFG (грант Ме 1425/2), ОНЗ РАН (договоры № ОНЗ-03/3 и 6-ОНЗ). Автором лично и в соавторстве написано 7 хоздоговорных отчетов и научных рекомендаций, переданных Министерству природных ресурсов РБ, ОАО «Башкиргеология», Учалинскому ГОКу, Александринской горнорудной компании, экспедиции «Уралзолоторазведка», тресту «Башнефтегеофизика».
Основные защищаемые положения.
1. Разработана классификация золоторудных месторождений восточного склона Южного Урала, учитывающая их генезис, состав руд и вмещающие породы. Выделяются три главные геолого-генетические группы месторождений, подразделяемые на формационные типы:1) гидротермально-метаморфогенные в альпинотипных гипербазитах: золото-родингитовые и золото-антигоритовые; 2) плутоногенно-гидротермальные: золото-порфировые, золото-кварцевые и золото-сульфидно-кварцевые; 3) полигенно-полихронные в вулканогенно-осадочных и углеродисто-терргенно-карбонатных комплексах: золото-сульфидные и полиформационные с совмещенным золото-сульфидным и золото-кварцевым малосульфидным оруденением.
2. На восточном склоне Южного Урала установлены и охарактеризованы две главные стадии коллизионных деформаций позднепалеозойского возраста: 1) шарьирования и надвигообразования (С2) и 2) сдвигообразования в режиме левосторонней транспрессии (С2-Р). С первой стадией тектогенеза связано окончательное формирование бивергентной надвиговой структуры региона. На второй стадии надвиговый пояс был трансформирован в зону транскуррентного левого сдвига.
3. Региональная структурная позиция золото-сульфидных, золото-сульфидно-кварцевых и золото-кварцевых месторождений Магнитогорской мегазоны определяется приуроченностью к сдвиговым зонам транспрессивного типа, а в их пределах – к мегадуплексам растяжения. В мегадуплексах золотое оруденение концентрируется в узлах пересечения разновозрастных разломов при ведущей роли зон мелких сдвигов и косых разрывов близмеридионального, северо-западного и субширотного простираний, образующих и, главным образом, разрушающих дуплексные структуры по типу Y-сдвигов, R- и R’-сколов Риделя соответственно. Как правило, вначале они контролировали размещение позднепалеозойских комплексов малых интрузий и даек, а впоследствие – золотого оруденения.
4. Структуры коллизионных месторождений золота Магнитогорской мегазоны относятся к полигенным и полихронным образованиям, сочетающим в себе ранние надвиговые и поздние сдвиговые парагенезисы. Основным фактором локального контроля золоторудной минерализации различных формационных типов служили сдвиговые деформации. Наиболее продуктивный тектонофизический режим отвечал условиям локального растяжения на фоне общего латерального сжатия.
5. Формирование золото-сульфидно-кварцевого оруденения Восточно-Уральской мегазоны происходило в геодинамическом режиме латерального сжатия. Размещение месторождений контролировалось региональными надвиговыми зонами, а в их пределах – компетентными телами гранитоидов тоналит-гранодиоритовой формации (С1-2). Структурные условия локализации золоторудных жил определялись тектонофизической обстановкой внутри гранитоидных массивов.
Публикации и апробация работы. Автором по теме диссертации опубликовано 73 работы, из них 6 монографий, 23 статьи, 2 препринта, 1 путеводитель, 41 краткое сообщение в периодических изданиях и тезисов докладов на совещаниях различного ранга. Основные положения работы докладывались на I Всероссийском металлогеническом совещании в Екатеринбурге (1994г.), 75ой сессии Немецкого Минералогического общества в Кельне (1997г.), III и IV Всеуральских металлогенических совещаниях в Екатеринбурге (2000г.) и Миассе (2005г.), Международной научной конференции «Коллизионная стадия развития подвижных поясов» в Екатеринбурге (2000г.), III, IV и VI Межрегиональных научных конференциях в Уфе (1999, 2001, 2006 гг.), IX Чтениях А.Н. Заварицкого в Екатеринбурге (2003г.), XXXVII Тектоническом совещании в Новосибирске (2004г.), Международной научной конференции «Геодинамика формирования подвижных поясов Земли» в Екатеринбурге (2007 г.) а также представлялись в форме стендовых докладов на 11 региональных, всероссийских и международных совещаниях и конференциях.
Благодарности. Выполнение диссертационной работы стало возможным благодаря всемерной поддержке и помощи заведующего лабораторией палеовулканологии и металлогении И.Б. Серавкина, которому автор выражает особую признательность. Автор искренне благодарен А.М. Косареву за многолетние совместные исследования на Южном Урале и конструктивное обсуждение различных аспектов работы. Ценные советы и замечания были получены от В.В. Авдонина, О.В. Артюшковой, Э.Н. Баранова, Н.С. Бородиной, В.А. Маслова, А.П. Наседкина, В.А. Прокина, В.Н. Пучкова, В.Н. Сазонова, В.И. Старостина, Г.Б. Ферштатера, Е.П. Ширая. С благодарностью о сотрудничестве автор вспоминает немецких геологов М. Майера и А. Кистерса, с которыми были проведены структурные исследования на золоторудных месторождениях Миндяк, Золотая гора и Кочкарь.
Считаю своим долгом вспомнить добрым словом первого научного руководителя, ныне покойного, П.Ф. Сопко.
Структура и объем диссертации. Диссертация состоит из введения, трех частей, включающих 8 глав, заключения и списка литературы из 314 наименований. Объем работы составляет 384 стр., в том числе 298 стр. текста, 96 рисунков и 13 таблиц. Положение 1 раскрыто в главах 2, 6, 7 и 8; положение 2 – в главах 3–5; положение 3 – в главах 3 и 6; положение 4 – в главе 7; положение 5 – в главах 4 и 8.
Тектонические и геодинамические модели формирования
Земная кора палеоконтинентального сектора имеет мощность 40 - 45 км и хорошо выраженную в сейсмической записи поверхность МОХО, полого погружающуюся с запада на восток. Фундамент характеризуется присутствием зрелого гранитно-метаморфического слоя.
В пределах палеоокеанического сектора Южного Урала выделяются три мегазоны (с запада на восток): 1-Магнитогорская, П-Восточно-Уральская и III-Зауральская (рис. 1.1) [Пучков, 2000].
Магнитогорская мегазона ограничена с обеих сторон мощными зонами сер-пентинитового меланжа, падающими к центру структуры: с запада - зоной Главного Уральского (ГУР), а с востока - Восточно-Магнитогорского (BMP) разломов. В общем плане структура мегазоны представляет собой синформу с сорванными крыльями и сохранившимися «корнями» палеозойских офиолитовых и острово-дужных комплексов в ее осевой части [Пучков, 2000; Серавкин и др., 2001].
Основную часть разреза синформы составляют эмско-франские вулканогенные комплексы, образующие Магнитогорскую палеоостровную дугу, возможно, две самостоятельные Западно- и Восточно-Магнитогорскую палеоостроводужпые зоны. Важным элементом разреза являются фаменско-нижнетурнейские флишоид-ные толщи зилаирской серии, распространенные в западном борту мегазоны и фиксирующие раннюю коллизию островной дуги и ВЕК [Пучков, 2000]. Залегающие выше вулканиты раннетурнейско-серпуховского возраста вместе с комагма-тичными им интрузиями Магнитогорского комплекса выполняют Магнитогорско-Богдановский коллизионный грабен, расположенный в осевой зоне синформы. Завершают палеозойский разрез терригенно-карбонатные толщи среднего и позднего карбона. Суммарная мощность палеозойских пород достигает 10-12 км.
Деформированные структуры, развитые во внутренних частях синформы, представлены коллизионными надвигами и взбросами небольшой амплитуды (до первых км) и наложенными на них сдвигами, а также складками в основном открытого типа. Складчатые и разрывные структуры имеют преимущественно близмери-диональное простирание. Степень деформированности пород заметно возрастает на северном цеитриклинальном замыкании синформы, где преобладают сильно сжатые складки и системы субвертикальных тектонических пластин.
Позднепалеозойские интрузии гранитоидов пользуются в мегазоне крайне ограниченным развитием. На восточном крыле синформы известны Ахуновский, Карагайский и другие более мелкие массивы тоналит-гранодиоритовой формации (С2), обладающие низкими (близкими к мантийным) изотопными характеристиками [Богатов, Костицын, 1999]. В то же время здесь весьма широко распространены разнообразные по составу комплексы малых интрузий и даек позднепалеозойского возраста (Балбукский, Гумбейский, Худолазовский и др.).
Земная кора под Магнитогорской мегазоной характеризуется аномальной мощностью, составляющей по разным оценкам от 50-53 км до 60 км и даже 65-68 км [Глубинное строение..., 2001]. Поверхность МОХО имеет неясный диффузионный характер, что связывается с наличием здесь области коро-мантийной смеси. За исключением приповерхностной зоны (до глубины приблизительно 15 км), разрез коры отличается в сейсмической записи слабой отражательностью, однородностью и бесструктурностью, а также высокими скоростями сейсмических волн, что в сочетании с мощной положительной гравитационной аномалией, связанной с этой структурой, указывает на тяжелый базит-гипербазитовый состав нижней коры, возможно, отвечающий надсубдукционному мантийному клину или диапиру.
Восточно-Уральская мегазона отличается присутствием микроконтинентальных блоков с докембрийским фундаментом и широким развитием вулкано-плутонических комплексов андийского типа (D3-C2) и позднепалеозойских палин-генных гранитоидов. К микроконтинентальным блокам относятся Восточно-Уральское и Зауральское (Джетыгаринско-Троицкое) поднятия (рис. 1.1), в пределах которых местами сохранился нижнепалеозойский осадочный, преимущественно терригенно-карбонатный чехол, перекрытый автохтонными и аллохтонными отложениями среднего и верхнего палеозоя. Для Восточно-Уральского блока характерны многочисленные куполообразные структуры с позднепалеозойскими палин-генными интрузиями гранитной формации. Вместе с тоналит-гранодиоритовыми массивами (С ) они трассируют Главную гранитную ось Урала. Границами микроконтинентальных блоков служат шовные и, возможно, аккрекционные зоны с че-шуйчато-надвиговым строением, сложенные, главным образом, ордовикскими офиолитовыми и среднепалеозойскими вулканогенными и осадочными комплексами. Таковыми являются меланжированные толщи Восточно-Уральского прогиба и Денисовской зоны. В пределах мегазоны широко распространены каменноугольные окраинно-континентальные вулканоплутонические комплексы. Они имеют площадное развитие, но максимально сконцентрированы в Александровской зоне, залегающей на восточном фланге Зауральского сиалического блока.
Современный структурный план Восточно-Уральской мегазоны имеет лин-зовидно-блоковый рисунок, обусловленный развитием региональных преимущественно левосторонних разломов близмеридионального и северо-западного простираний. К числу крупнейших из них принадлежат Челябинский, Джетыгаринско-Троицкий, Тобольский и некоторые другие разломы.
Кора под Восточно-Уральской мегазоной имеет отчетливо выраженную поверхность МОХО, которая полого погружается с востока на запад с глубины 40-42 км до глубины 45-55 км. Как показали исследования по профилю Уралсейс, отличительной особенностью сейсмического разреза здесь является наличие хорошо выраженных площадок отражения восточной вергентности, объединяемых X. Эхт-лером с соавторами [1996] в Карталинский пакет отражений. Выходы площадок на поверхность в большинстве своем совпадают с надвиговыми зонами меланжа (Кар-талинской, Денисовской и другими). По падению они прослеживаются через всю земную кору до границы МОХО, сливаясь с последней, что позволяет интерпретировать ее как зону гигантского срыва в основании коры [Пучков, 2000].
Зауральская мегазона, расположенная в Тургайском прогибе, представляет собой вулканоплутонический пояс ранне-среднекаменноугольного возраста, в пределах которого развиты железорудные месторождения Соколово-Сарбайской группы. В основании пояса бурением установлены осадочные и вулканогенные комплексы среднего девона.
Дискуссионным является вопрос о восточной границе Урала. По данным В.Н. Пучкова [2000], Восточно-Уральская и Зауральская мегазоны относятся к ура-лидам, граница которых находится в Тургайском прогибе. Указанным автором она проводится по Уркашской сутурной зоне предположительно пологого западного падения. По представлениям А.А. Савельева с соавторами [2001], К.Е. Дегтярева [2001] и других исследователей, структурные зоны, начиная с Зауральского подня 16 тия, принадлежат к каледонидам Казахстанского континента и были включены в Уральский складчатый пояс по системе сдвигов.
В целом Южный Урал представляет собой симметрично построенный бивер-гентный складчатый пояс. В то же время по составу и возрасту слагающих его структурно-вещественных комплексов он асимметричен и состоит из двух секторов, разделенных Главным Уральским разломом. Западный сектор соответствует в различной степени переработанной позднепалеозойскими деформациями пассивной окраине ВЕК. Восточный сектор представляет собой коллаж океанических, островодужных и микроконтинентальных блоков различной сохранности.
Металлогения золота и характеристика главных типов золоторудных месторождений
На профиле Уралсейс надвиговая зона коррелируется с серией рефлекторов, образующих Карталинский пакет отражений (КПО) [Berzin et al., 1996]. Они доходят до поверхности МОХО, сливаясь с последней. На поверхности Карталинские надвиги протягиваются по простиранию в южном направлении до широты города Бреды, где утыкаются в зону Челябинского разлома (рис. 4.1). Положение надвиговых структур в более южных районах Восточно-Уральской мегазоны достоверно не известно. Возможно, к тектоническим останцам Карталинской надвиговой зоны относятся Кундыбаевский и Шевченковский покровы серпентинитов в Кундыбаевском антиклинории Зауральского поднятия. Аллохтонная природа серпентинитовых тел доказана бурением [Камалетдинов, Казанцева, 1983]. Не исключено, что аллохтонное залегание имеют также вулканогенные и вулканогенно-осадочные толщи раннесилурийско-девонского возраста, тесно пространственно связанные с покровами серпентинитов.
Чешуйчатые надвиги и взбросо-надвиги восточного падения, (Кочкарский, Новомирский, Редутовский, Айдырлинский и другие), оперяющие со стороны висячего бока Карталинскую зону, также хорошо выражены в волновом поле профиля Уралсейс. Соответствующие им зоны отражений дешифрируются не только в пределах Восточно-Уральского прогиба, но и значительно западнее в средней коре под Джабыкским массивом. Судя по волновой картине, гранитный плутон пересекает структуры восточного падения, что, наряду с геологическими данными, свидетельствует о более позднем времени его становления. По падению зоны отражений западной вергентности утыкаются в систему КПО. Некоторые исследователи полагают, что КПО пересекает эти зоны и является наложенной структурой, связанной с позднеорогенной конвергенцией [Пучков, 2000]. Наличие древних западновергентных и молодых восточновергентных структур увязывается с тектонической перестройкой Южного Урала на рубеже девона и карбона, а именно со сменой наклона зоны субдукции с восточного на западный. По нашему мнению, структуры восточного падения оперяют Карталинскую тектоническую зону. Такой вывод вполне определенно следует из анализа соотношений разломов западного и восточного падений в приповерхностных горизонтах прогиба.
Система западновергентных чешуйчатых надвигов и взбросо-надвигов прослеживается по простиранию от широты Коелгинского массива на севере до поселка Красноярский на юге. Сведениями о ее строении севернее Коелгинского массива мы не располагаем. С юга система взбросо-надвиговых нарушений ограничена полосой Красноярских разломов северо-западного простирания, в пределах которой локализован Каиндинский гранитоидный массив с абсолютным Rb-Sr возрастом 349+2 млн. лет [Горожанин, 1995]. Зона чешуйчатых разрывов восточного падения вмещает многочисленные массивы серпентинизированных ультрабазитов (Верблюжегорский, Варшавский, Татищевский, Айдырлинский и другие), а также интрузии тоналит-гранодиоритовой формации. С последними ассоциируются жильные золото-сульфидно-кварцевые месторождения. В составе тоналит-гранодиоритовой формации здесь выделяются раннекаменноугольный кособродский (портнягинский) габбро-диорит-плагиогранитный и ранне-среднекаменноугольный пластовский тоналит-плагиогранитный комплексы. Представления о возрасте массивов этих комплексов слабо подкреплены геологическими наблюдениями и изотопными данными. Исключение составляют упоминавшийся выше Каиндинский массив и Чернореченская интрузия гранодиоритов, имеющая Pb-Pb возраст 360 млн. лет (граница позднего девона и раннего карбона) [Ферштатер, 2001]. Можно отметить, что средний радиологический К-Аг возраст Каменского массива, относящегося к Кособродскому комплексу, по данным 4 проб составляет 343 млн. лет (данные Ф.А. Пискунова) [Тевелев, Кошелева, 2002]. Пластовский массив, принадлежащий одноименному тоналит-плагиогранитному комплексу, имеет К-Аг возраст 350-320 млн. лет [Лозовая, Меньшикова, 1976]. Г.Б. Ферштатером с соавторами [2007] недавно получен полихронный возраст цирконов из плагиогранитов этого массива: 524, 360 и 335 млн. лет. Геологическим данным соответствует последняя датировка. В опубликованной литературе [Бородаевский, 1952, Месторождения..., 1999] имеются указания на то, что плагиограниты в южной части массива оказывают контактовое метаморфическое воздействие на фаунистически охарактеризованные визе-нижнесерпуховские известняки.
По представлениям А.В.Тевелева и И.В. Кошелевой [2002], кособродские гранитоиды локализованы в присдвиговых структурах растяжения, оперяющих Копейскую шовную левосдвиговую зону. Предполагается, что эти структуры образовались в течение раннесудетской фазы складчатости, которая характеризовалась условиями общей левосторонней транспрессии. Структурные условия размещения массивов тоналит-гранодиоритовой в районах, расположенных южнее, свидетельствуют скорее в пользу рифтогенной природы магмаконтролирующих разрывных структур. Например, в Айдырлинском рудном районе на ограниченной площади тоналит-гранодиоритовые интрузии локализованы в северо-восточных (Айдырлинский массив), север-северо-западных (Синешиханский массив) и близширотных (Каиндинский и Красноярский массивы) разломах [Божко, 1970; Тесаловский, 1972], образующих тройное сочленение, характерное для рифтогенных зон растяжения.
Несмотря на дискуссионность генезиса магмаконтролирующих разломов, по-видимому, можно утверждать, что в турне-серпуховское время в зоне сочленения Восточно-Уральского поднятия и одноименного прогиба формировались структуры растяжения, трансформированные в среднем карбоне во взбросо-надвиговые структуры. Непосредственно смена раннего режима латерального растяжения условиями позднего субширотного сжатия зафиксирована структурными методами Н.И. Бородаевским с соавторами [1984] в Пластовском массиве. По данным указанных исследователей, формирование плагиогранитов основной фазы Пластовского массива происходило в условиях латерального растяжения. В период внедрения даек аплитов, генетически связанных с Пластовскими плагиогранитами, эти условия сменились обстановкой субширотного стресса [Яновский, 1970]. По нашим наблюдениям [Kisters et al., 2000; Знаменский, Серавкин, 2005, 2006], в дальнейшем Пластовский массив на протяжении значительного периода времени, включавшего этапы внедрения двух антидромных серий даек, их «табашкизации» и формирования золотоносных сульфидно-кварцевых жил, испытывал субширотное (северо-запад - восток - юго-восточное) сжатие.
Восточной границей Восточно-Уральского прогиба на значительном протяжении служит Джетыгаринско-Троицкий разлом восточного падения (левый сдвиго-надвиг по К.П.Плюснину [1977]). Разлом ограничивает по восстанию надвиги Карталинской зоны, а оперяющие его разрывные нарушения, например, Катенинский разлом пересекает эту зону (рис. 4.2). Таким образом, имеются основания предполагать более позднее (относительно Карталинских надвигов) время образования Джетыгаринско-Троицкого разлома.
На западном фланге Восточно-Уральского прогиба развит региональный Челябинский разлом (Челябинско-Троицкий по К.С.Иванову левый сдвиг [1998]). В зоне разлома расположен грабен, заполненный триасовыми траппоидами и юрскими терригенными угленосными осадками. Происхождение грабена дискуссионно. По данным К.С. Плюснина [1971], он представляет собой бассейн растяжения пулл-апартового типа, возникший в зоне левого сдвига. А.С. Перфильев [1979] считает, что грабен динамически связан с изгибом, отклоняющимся по часовой стрелке от общего простирания правого сдвига. А.Т. Расуловым [1982] опубликованы материалы, позволяющие предполагать рамповую природу Челябинского угленосного бассейна. По мнению А.В. Тевелева и И.В. Кошелевой [2002], закрытие грабена и деформации мезозойских пород происходили в режиме левосторонней транспрессии. На профиле Уралсейс сдвиг коррелируется с субвертикальной диффузионной зоной, пересекающей отражающие площадки восточновергентных структур КПО. По-видимому,
158 Челябинский разлом представляет собой более молодое тектоническое нарушение по сравнению с Карталинскими надвигами. Однако на данной стадии изученности вопрос о времени его заложения нельзя считать окончательно решенным.
Зауральское поднятие отличается широким распространением докембрийских (?) метаморфических пород и ордовикских терригенных толщ преимущественно аркозового состава. Метаморфические комплексы слагают фундамент, а нижнепалеозойские отложения — чехол предполагаемого Зауральского микроконтинента [Пучков, 2000]. По данным геологических съемок масштаба 1:50000, нижнепалеозойские отложения смяты в открытые линейные складки субмеридионального простирания, сопровождающиеся продольными крутопадающими разломами, например Западно-Кулевчинским. В ядрах синклиналей местами установлены нижнекаменноугольные осадочные и вулканогенные породы. Вместе с тем наличие среди стратифицированных отложений крупных тел серпентинизированных ультрабазитов, для многих из которых бурением и геофизическими работами доказано аллохтонное залегание [Глубинное строение..., 1986; Камалетдинов, Казанцева, 1983], указывает на развитие в пределах поднятия покровных структур.
Разломы надвигового парагенезиса
В первом случае минерализованные трещины, развитые в родингитах и серпентинитах лежачего бока Восточной жилы, по условиям залегания существенно не различаются. Прожилки диопсидового и кальцит-хлоритового составов локализованы в трещинах, которые представлены тремя или четырьмя системами крутопадающих сдвигов или косых разрывов продольного (по отношению к контактам основной родингитовой жилы) и диагонального северо-восточного, северозападного и иногда близмеридионального направлений, а таюке субширотными крутыми сбросами, отрывами и пологими сколовыми нарушениями (диаграмма д, рис. 7.2). По северо-восточным сколовым нарушениям установлены правосторонние смещения, а по северо-западным разрывам - движения с левым знаком. Вертикальная компонента смещения, как правило, взбросовая. Прожилки, приуроченные к сбросам и отрывам, несут признаки формирования путем выполнения и обычно имеют гребенчатые и друзовые текстуры. Кинематика движений по трещинам определялась на основе анализа мощности прожилков, по ориентировке трещин отрыва и по видимым смещениям. В крупных дуплексах растяжения, развитых в рассматриваемом интервале сдвиговой зоны, по рудоносным трещинам с помощью статистического метода П.Н. Николаева [1977] реконструировано сдвиговое, переходное к взбросо-сдвиговому, поле напряжений с субширотной пологой ориентировкой оси сжатия. Вдоль оси аь имеющей пологую близмеридиональную ориентировку, и оси ст2, занимающей крутое положение, действовали растягивающие напряжения. Совокупность развитых здесь трещин относится к парагенезису хрупких вторичных разрывов правосдвиговой зоны (диаграмма д, рис. 7.2).
В дуплексах сжатия произвести массовые замеры элементов залегания рудоносных трещин в связи с ограниченным их развитием не удалось. По нашим наблюдениям в лежачем боку Восточной жилы в контурах дуплексов сжатия преобладают две системы прожилков, локализованных в субширотных сколах встречного падения (диаграмма б, рис. 7.2). Судя по распределению мощности жильного выполнения, они представляют собой сдвиго-надвиги, что является признаком транспрессивных деформаций. Сдвиго-надвиги развернуты против часовой стрелки 213 относительно простирания родингитовой жилы в соответствии с правосторонними смещениями по ней.
Диопсидовые и кальцит-хлоритовые прожилки, развитые в серпентинитах со стороны висячего бока Восточной жилы, обладают преимущественно субширотным простиранием. Крутопадающие прожилки локализованы в отрывах или сколах со сбросовой составляющей смещения. Для прожилков характерны гребенчатые текстуры и многочисленные пустоты. Сбросы нередко по падению переходят в кулисные ряды S-образных отрывов. Пологие трещины разделяются на отрывы и сколы. Знак смещения по сколам достоверно не установлен. На диаграммах прожилки образуют пояса, ориентированные по дуге большого круга параллельно поверхности контакта жилы (диаграмма г, рис. 7.2). В трех пунктах с помощью статистического метода [П.Н. Николаева, 1977] по рудолокализующим трещинам реконструировано сдвиго-сбросовое поле палеонапряжений. Изменение типа напряженного состояния, возможно, обусловлено правыми сдвиго-сбросовыми смещениями висячего крыла жилы, связанными со сводовым поднятием внутренних частей сдвиговой зоны. Процессы сводообразования в сдвиговых зонах наблюдались в экспериментах С.А. Борняковым и К.Ж. Семинским [Шерман и др. 1991].
Как видно из приведенных данных, прожилковая минерализация двух генераций локализована в трещинах вторичных (оперяющих) структурных парагенези-сов, развитие которых было связано с двумя фазами малоамплитудных реактивированных правосторонних движений по сдвиговой зоне. В неоднородной тектоно-физической обстановке, существовавшей в сдвиговой зоне, определяющую роль в локализации прожилковой минерализации играли локальные сдвиговые поля палеонапряжений, концентрировавшиеся в дуплексах растяжения.
Послерудные деформации на месторождении проявлены слабо. В пределах рудных зон картируются отдельные мелкие зеркала скольжения, секущие родинги-товые жилы и золотоносные прожилки. Амплитуда смещений по ним не превышает 1,5 м. По зеркалам скольжения с помощью кинематического метода [Гущенко, 1979] в нескольких пунктах восстановлено сдвиговое поле палеонапряжений с субширотной ориентировкой оси максимальных сжимающих напряжений (диаграмма е, рис. 7.2). Заключение. Золото-родингитовое оруденение месторождения Золотая гора 214 контролируется правосторонней сдвиговой зоной с дуплексным строением. Ее заложение и эволюция происходили в режиме пульсирующего субширотного латерального сжатия. Инфраструктуру сдвиговой зоны определяют крупные эшелонированные продольные разломы (Y-сдвиги), с которыми сопряжена система разно-ориентированных разрывов более высокого порядка (Р-сдвигов и R - R -сколов Ри-деля).
Дуплексы реконструированы на перекрытиях и прямолинейных участках структурообразующих продольных разломов. В первой структурной обстановке в зависимости от знака сочленения правых сдвигов, имевших небольшую взбросо-вую компоненту, возникли дуплексы сжатия (при левостороннем эшелонировании) и растяжения (на правосторонних перекрытиях). Во второй обстановке дуплексы растяжения образованы основным швом и синтетическими сдвигами, а дуплексы сжатия - тем же швом, вторичными синтетическими сдвигами и R-сколами Риделя, что согласуется с экспериментальными данными [Woodcock, Ficher, 1986]. Дуплексы имеют в объёме форму сильно вытянутых эллипсоидов с круто ориентированными длинными осями.
Родингитовые жилы развиты, главным образом, в структурообразующих продольных разломах. Вероятно, они сформировались после фазы сжатия, в период релаксации и действия остаточных напряжений, обусловивших правые сбросо-сдвиговые смещения по разломам.
Поздняя прожилковая минерализация двух генераций (ранняя диопсидовая и поздняя кальцит-хлоритовая) и ассоциирующее с ней самородное золото локализованы в трещинах, относящихся к вторичным разрывным парагенезисам. Их образование связано с реактивированными правосторонними движениями по сдвиговой зоне, вызванными импульсами латерального стресса. В гетерогенном тектонофизи-ческом режиме, существовавшем вдоль и вкрест простирания сдвиговой зоны, размещение золотоносных прожилков контролировалось зонами локальных полей па-леонапряжении сдвигового типа, характеризовавшихся растяжением по осям G\ И CJ2- Сдвиговые деформации концентрировались в дуплексах растяжения. В современной структуре рудоносные трещины слагают линейные штокверки вдоль длинных осей дуплексов-эллипсоидов.
Основные типы рудовмещающих структур золото-кварцевых и золото-сульфидно-кварцевых месторождений
Основные складчатые и разрывные структуры месторождения. Основной складчатой структурой месторождения является рудоносная антиформа северо-восточного простирания (средний аз. пр. 30). Складка имеет длину около 7 км. Ширина достигает 2 км (рис. 7.24, 7.25). По соотношениям длины и ширины, складка относится к структурам линейного типа. Антиформа запрокинута на запад. Западнее антиформы расположена синформная складка северо-восточного простирания, ядро которой выполнено породами предположительно франского возраста. На восточном фланге месторождения выделяются две смежные антиформная и синформная складки, сформированные в висячем и лежачем крыльях крупного северовосточного взброса.
В пределах рудоносной антиформы развита серия продольных северовосточных разломов, концентрирующихся на северо-западном крыле складки: Главный, Западный, Восточный и некоторые другие. Все разломы круто падают на юго-восток под углами 50-90. По данным большинства исследователей, эти нарушения имеют вертикальную (взбросовую) компоненту смещения, амплитуда которой составляет первые сотни метров. Вертикальная амплитуда смещения по Главному разлому, по-видимому, превышает 1 км. Нами в Благодатном карьере в лежачем боку Восточного разлома закартирована приразломная синклинальная складка, а в висячем крыле Западного разлома-антиклинальная складка волочения. Складки развиты в диабазовой толще. Шарниры обеих складчатых структур ориентированы в целом по простиранию разрывов, что указывает на взбросовые смещения по ним.
По нашим данным, на северном фланге месторождения антиформа и система сопряженных с ней чешуйчатых взбросов ограничены по простиранию диагональным правосторонним сдвигом трансферного типа (аз. пр. СВ 55), по которому наблюдаются смещения рудовмещающих пород амплитудой 350-400 м. В современной структуре он представлен зоной интенсивно рассланцованных и перемятых ли-ственитов, содержащих многочисленные кварцевые жилы. Мощность зоны достигает 150 м. Длина по простиранию превышает 5 км. Судя по ориентировке сланцеватости и кварцевых жил, сдвиг имеет крутое юго-восточное падение под углами 80-85. Севернее граничного сдвига картируется только один крупный субверти кальный сместитель взбросового типа.
На южном фланге месторождения большинство продольных взбросов блокируется северо-западным (аз. пр. 330-335) левосторонним сдвигом длиной по простиранию около 4,5 км. Амплитуда смещения по нему составляет 250-300 м. Разрывное нарушение сопровождается мощной зоной рассланцевания, характеризующейся крутым северо-восточным падением под углами 85-90. Второй протяженный левый сдвиг северо-западного направления (аз. пр. 330-340) выявлен нами в 2 км юго-западнее. Он служит южной границей антиформы. За блокирующим трансферным сдвигом на простирании антиформы расположен разлом юго-восточного падения, в висячем крыле которого сформирована локальная антиклинальная складка волочения. В южном направлении приблизительно на широте деревни Казаккулово он сопрягается с системой чешуйчатых нарушений зоны За-падно-Ирендыкского разлома.
В пределах антиформы развита серия близмеридиональных (аз. пр. 350-0) малоамплитудных разрывов, смещающих с левым знаком продольные взбросы и блокирующие их сдвиги. Они образуют зону шириной около 1 км. Длина отдельных нарушений достигает 2,5 км. Преобладают крутые разрывы западного падения. Близмеридиональные нарушения сопровождаются лиственитами. На северозападном крыле рудоносной антиформы они вмещают золото-сульфидное оруде-нение (разлом Восточной рудной зоны, рудоносные разрывы участка Куш-Таш и другие). Тектоническая зона представляет собой близмеридиональный интервал Баишевско-Тимирьяновского разлома, ограничивающего Миндякский сдвиговый мегадуплекс растяжения с запада (рис. 6.1).
На месторождении выделяется другая крупная разломная зона субширотного (восток-северо-восточного) простирания, которая проходит через центральную часть антиформы. Ее образует несколько субпараллельных разрывов (аз. пр. 65-85) длиной по простиранию до 3,5 км. Вторичные нарушения пересекают продольные взбросы и сопряженные с ними сдвиги, вызывая малоамплитудные правосторонние смещения последних. Так же, как и субмеридиональные разрывы, они контролируют размещение лиственитов и оруденения (разлом Южной рудной линзы). Разломная зона имеет ширину 1,5-2 км. Изученная длина по простиранию составляет около 5 км.
Субширотная тектоническая зона, а также ранние северо-восточные транс-ферные сдвиги входят в систему вторичных нарушений региональной Миндякско-Буйдинской субширотной разрывной дислокации, имеющей длину по простиранию свыше 70 км (рис. 3.2 А) [Знаменский, 1999; Знаменский и др., 2000; Серавкин и др., 2001].
На Миндякском месторождении картируется группа мелких, длиной по простиранию до 1 км, синрудных разрывов северо-западного (аз. пр. 290-330), иногда северо-восточного (аз. пр. 30-60) простираний, которые пересекают метасоматиты лиственитового состава и в то же время контролируют локализацию золотого ору-денения (северо-западный разлом Западной рудной линзы). Кроме того, здесь проявлены малоамплитудные послерудные разломы - зеркала скольжения и разрывы, выполненные милонитовым материалом.
Таким образом, структура месторождения Миндяк представляет собой сложно построенный узел, включающий: 1) ранние взбросы юго-восточного падения, сформированные на северо-западном крыле антиформы в блоке, ограниченном трансферньши северо-западными и северо-восточными сдвигами; 2) наложенные на них малоамплитудные сколовые нарушения близмеридиональной Баишев-ско-Тимирьяновской и субширотной Миндякско-Буйдинской тектонических зон; 3) наиболее молодые сиирудные сдвиги и косые разрывы северо-западного и северовосточного простираний. Структурный узел наложен на сильно деформированные фрагменты палеодепрессии, по-видимому, рампового типа.
Стадии и динамические условия формирования разрывных нарушений. Формирование и развитие структуры месторождения Миндяк происходило в течение шести основных стадий, рассматриваемых ниже на примере рудоносной антиформы.
На первой стадии в послевизейское время сформировались чешуйчатые надвиги, представленные в современной структуре пакетом тектонических пластин.
На второй стадии в послесерпуховское время образовались антиформа и сопряженные с ней продольные взбросы, а также диагональные северо-восточные и северо-западные сдвиги. С целью изучения кинематических типов продольных разрывов, нами в зонах Восточного и Западного разломов изучены складки волочения и выполнен статистический анализ слоистости с помощью метода
