Структурные условия формирования коллизионных месторождений золота восточного склона Южного Урала

Размещено на http://www.allbest.ru/

Структурные условия формирования коллизионных месторождений золота восточного склона Южного Урала

Специальность 25.00.11 - геология, поиски и разведка твердых

полезных ископаемых; минерагения

Автореферат диссертации на соискание ученой степени

доктора геолого-минералогических наук

знаменский Сергей Евгеньевич

Москва 2008 г.

Работа выполнена в Институте геологии Уфимского научного центра РАН (УНЦ РАН)

Официальные оппоненты - доктор геолого-минералогических наук Волков Александр Владимирович

доктор геолого-минералогических наук Сазонов Владимир Николаевич

доктор геолого-минералогических наук Тевелев Александр Вениаминович

Ведущая организация - ОАО «Башкиргеология» (г. Уфа)

Защита состоится 30 мая 2008 г. в 14-30 в ауд. 415 на заседании диссертационного совета Д.501.001.62 при Московском государственном университете имени М.В. Ломоносова по адресу: 119991, Москва, ГСП-1, Ленинские горы, МГУ, геологический факультет

С диссертацией можно ознакомиться в библиотеке геологического факультета Московского государственного университета имени М.В. Ломоносова ( ГЗ, 6 этаж).

Автореферат разослан апреля 2008 г.

Ученый секретарь

диссертационного совета Д 501.001.62

доктор геолого-минералогических наук

Р.Н. Соболев

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; тектонический урал склон платформенный

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 (С_1-2). 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.), 75^ой 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.

Введение

В схемах районирования, основывающихся на принципах тектоники литосферных плит, Урал разделяется на два сектора, принципиально различающихся глубинным строением, составом, возрастом и генезисом слагающих их комплексов: западный - палеоконтинентальный и восточный - палеоокеанический [Нечеухин и др., 1986]. Границей мегаблоков служит сутура Главного Уральского разлома. Палеоконтинентальный сектор (западный склон Урала) отвечает в различной степени переработанной пассивной окраине Восточно-Европейской платформы. Палеоокеанический сектор (восточный склон Урала) интерпретируется как сложный коллаж микроконтинентальных, океанических и островодужных блоков.

В пределах восточного склона Южного Урала выделяются три мегазоны (с запада на восток): 1) Магнитогорская, 2) Восточно-Уральская и 3) Зауральская [Пучков, 2000]. Магнитогорская мегазона (синформа) представляет собой область преимущественного развития среднепалеозойских вулканогенных формаций, образующих палеоостроводужный пояс хорошей сохранности [Серавкин и др.,1992]. В его основании залегают офиолитовые комплексы, выходящие на поверхность в граничных зонах меланжа Главного Уральского и Восточно-Магнитогорского разломов, а также внутри мегазоны в ядрах крупных антиформ [Серавкин и др., 2001]. Осевая часть пояса осложнена коллизионным рифтом, выполненным турне-визейским вулканоплутоническим комплексом [Салихов, 1997], который в свою очередь перекрыт осадочными толщами среднего и позднего карбона.

Основными тектоническими элементами Восточно-Уральской мегазоны являются следующие (с запада на восток): 1) Восточно-Уральское поднятие, 2) Восточно-Уральский прогиб, 3) Зауральское поднятие, 4) Денисовская и 5) Александровская зоны. Восточно-Уральское и Зауральское поднятия представляют собой блоки докембрийской сиалической коры с многочисленными позднепалеозойскими интрузиями палингенных гранитов. Вместе с массивами тоналит-гранодиоритовой формации (С_1-2) они трассируют Главный гранитный пояс Урала. Восточно-Уральский прогиб и Денисовскую зону слагают меланжированные палеозойские офиолитовые, островодужные и осадочные формации, образующие в современной структуре тектонические швы. Александровская зона, как и расположенная восточнее Зауральская мегазона - это области развития вулканоплутонических комплексов андийского типа (С_1-2).

В целом Урал представляет собой складчатый пояс, прошедший в палеозое полный геодинамический цикл развития. В истории развития восточного склона Южного Урала выделяются два коллизионных этапа: ранний - коллизии Магнитогорской дуги с краем Восточно-Европейского континента (D₃-C₁) и поздний - общей континентальной коллизии (C₂-P) [Пучков, 2007]. В рамках плейттектонических построений существует широкий спектр мнений, касающихся направления позднепалеозойской коллизии, количества фаз тектогенеза и времени их проявления [Знаменский и др., 2000; Иванов, 1998; Пучков, 2000; Серавкин и др., 1992, 1995, 1997; Тевелев, 2003; Язева, Бочкарев, 1998, Bankwitz, Ivanov, 1997 и мн. др.]. Инвариантность различных геодинамических схем во многом обусловлена слабой изученностью тектоники региона современными методами структурного анализа.

На восточном склоне Южного Урала распространены разнообразные по составу и генезису золотосодержащие (колчеданные, медно-порфировые и др.) и собственно золоторудные месторождения. Золоторудные месторождения установлены в Магнитогорской и Восточно-Уральской мегазонах.

Защищаемое положение 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.

Общепризнанной классификации золоторудных месторождений пока не существует. Большинство систематик уральских месторождений золота построено на рудно-формационной основе. Однако в рамках рудно-формационного анализа существуют различные подходы к классификации золоторудных месторождений, учитывающие минеральный состав руд [Берзон, Левитан, 1986], минеральный состав и морфологию рудных тел [Сопко, 1977], глубину образования оруденения и количественные соотношения кварца и сульфидов в рудах [Салихов, Бердников, 1985] и другие. Наиболее развернутая классификация предложена В.Н. Сазоновым [Главные рудные…, 1990], в которой золоторудные месторождения объединяются в две генетические группы: магматогенно-гидротермальные и метаморфогенно-гидротермальные. Внутри групп месторождения разделяются по минеральному составу и морфологии рудных тел на формации. В дальнейшем указанным автором была разработана классификация золоторудно-метасоматических формаций Урала [Золото Урала…,1993] и совместно с В.В. Огородниковым, В.И. Коротеевым и Ю.А. Поленовым проведена типизация месторождений по геодинамическим обстановкам их формирования [Месторождения золота…, 1999].

Автором с использованием принципов, предложенных М.Б. Бородаевской и И.С. Рожковым [1978], В.Н. Сазоновым [1990], Ю.Г. Сафоновым [1997] и Н.А. Фогельман, М.М. Константиновым и Н.К. Курбановым [1995], разработана классификация золоторудных месторождений восточного склона Южного Урала, учитывающая их генезис, минеральный состав руд и вмещающие породы (таблица).

Гидротермально-метаморфогенные месторождения в альпинотипных гипербазитах

Гидротермально-метаморфогенные месторождения золото-родингитового (Золотая гора, Южно-Вознесенское) и золото-антигоритового (Кировское) типов известны в Магнитогорской мегазоне в коллизионных зонах меланжа Главного Уральского и Восточно-Магнитогорского разломов.

Эталонное золото-родингитовое месторождение Золотая гора, состоящее из серии протяженных хлорит-гранат-диопсидовых (родингитовых) жил, локализовано в Карабашском массиве серпентинизированных гипербазитов, меланжированных и смятых в веерообразную антиформу [Znamensky et al., 1997]. Складка на крыльях ограничена взбросо-надвигами встречного падения, по которым серпетиниты контактируют с осадочными и вулканогенно-осадочными породы силура и верхнего девона [Серавкин и др., 2003]. Жилы выполняют сдвиговые нарушения, наложенные на меланжированные серпентиниты [Знаменский и др., 2005]. Главный рудный минерал месторождения - медистое и ртутьсодержащее золото (пробность 500-700) - концентрируется преимущественно в диопсидовых прожилках второй генерации, а также в наиболее поздних трещинах с карбонатом и хлоритом [Ложечкин, 1935; Мурзин, 1983, 2006; Спиридонов и др., 1997]. Температура образования родингитового парагенезиса составляет 470-230 С, давление - 2-1 кбар. Изотопный состав О и Н силикатных минералов родингитовой ассоциации в наибольшей степени соответствует модели, предусматривающей в качестве источника родингитизирующего флюида метаморфогенный флюид, выделившийся при дегидратации серпентинитов в зонах дислокаций [Мурзин, 2006].

К золото-антигоритовому типу относится Кировское месторождение, залегающее в одноименном массиве серпентинитов. Рудовмещающими структурами на месторождении служат две зоны рассланцевания, сопряженные с надвигом, по которому серпентиниты перекрывают осадочные отложения (С₁) [Сазонов и др., 2002]. В пределах зон рассланцевания серпентиниты подверглись ранней антигоритизации, сопровождавшейся формированием хризотил-асбестовых жил, магнетита и низкопробного золота (820) [Переляев, 1948], и поздним метасоматическим изменениям (амфиболитизации, хлоритизации, карбонатизации и оталькованию), с которыми связано высокопробное золото (920). По данным В.В. Мурзина с соавторами [2007], образование золото-антигоритового оруденения в гипербазитах Южного Урала происходило в зонах дислокаций в процессе регионального метаморфизма. Вторая стадия рудообразования, возможно, обусловлена гранитоидным магматизмом [Сазонов и др., 2002].

Плутоногенно-гидротермальные месторождения

Месторождения этой группы разделяются на золото-порфировый, золото-кварцевый и золото-сульфидно-кварцевый типы.

Золото-порфировое оруденение представлено Юбилейным и Березняковским месторождениями, расположенными в Магнитогорской и Восточно-Уральской мегазонах соответственно. Формирование первого из них связывается с базальтоидным магматизмом барьерной зоны палеоостровной дуги (D_1-2) [Грабежев и др., 1992; Кривцов и др., 1986], а второго - с андезитоидным вулканоплутоническим поясом (D₃-С₁) [Грабежев, 2000]. Оба месторождения приурочены к субвулканическим штокам умеренно кислых гранитоидов. На Юбилейном месторождении предметом отработки служат линейные кварц-сульфидные штокверки, развитые среди метасоматитов кварцевого состава [Стороженко, 1984]. Главными рудными минералами являются пирит, арсенопирит, халькопирит, сфалерит, галенит и антимонит. На Березняковском месторождении рудные тела представлены зонами прожилково-вкрапленной сульфидной минерализации, сопровождающейся хлорит-слюдисто-кварц-альбитовыми метасоматитами. В составе руд выделяются золото-полиметаллический с высокопробным золотом (970-984), золото-теллуридно-полиметаллический с низкопробным золотом (650-858) и теллуридно-полиметаллический парагенезисы [Грабежев и др., 2000]. Температура образования оруденения составляет 360-260С, давление - 0,4-0,2 кбар. Изотопные данные указывают на преимущественно мантийный источник флюидов и рудных компонентов [Грабежев и др., 2007].

Золото-кварцевые и золото-сульфидно-кварцевые месторождения, распространенные в Магнитогорской и Восточно-Уральской мегазонах, существенно различаются между собой по составу и возрасту рудоносных магматических комплексов и структурным условиям образования. В Магнитогорской мегазоне месторождения этих типов тесно пространственно связаны с позднепалеозойскими комплексами малых интрузий и даек (Балбукским синенит-гранит-порфировым, Худолазовским диабазовым и др.), имеющими геохимическую специализацию на золото [Салихов, Бердников, 1985]. Размещение интрузивных комплексов и золотого оруденения контролируется позднепалеозойскими сдвиговыми структурами [Знаменский, Серавкин, 2001₁]. Рудные тела представлены отдельными жилами, сериями жил, линейными штокверками или комбинациями штокверков и жил.

Золото-кварцевое оруденение представлено месторождениями Худолазовской синклинали (Басай, Тукан) [Серавкин и др., 2001]. Золотоносные карбонат-кварцевые жилы и линейные штокверки на этих месторождениях наследуют контакты даек основного состава Худолазовского дайкового комплекса. Жилы и прожилки, сопровождающиеся серицит-кварцевыми метасоматитами, содержат самородное золото и в небольшом количестве (до 3%) пирит, халькопирит и галенит.

В мегазоне преобладают золото-сульфидно-кварцевые месторождения. К числу наиболее распространенных минеральных типов руд этих месторождений относятся пиритовый (Телегинское), пирит-арсенопиритовый (Сиратур), пирит-полиметаллический (Большой Коран) и пирит-полиметаллический с блеклыми рудами, теллуридами и минералами висмута (Алтын-таш). На некоторых месторождениях установлены шеелит (Возрождение) и антимонит (Большой Коран). Количество сульфидов в рудах составляет 10-15%. Золото находится в свободном и в дисперсном состоянии. Самородное золото, как правило, высокопробное (>900) [Месторождения золота…, 1999]. Среди жильных минералов преобладают кварц, карбонат и альбит. Для эндогенного геохимического ореола характерно сочетание элементов «гранитоидного» (W, Mo, Bi, Sn Cs) и ювенильного происхождения (Sb). Околорудные метасоматиты относятся к березит-лиственитовой, эйситовой и хлорит (тальк)-карбонатной формациям. Температура образования оруденения составляет 430-170 С, давление - 0,8-0,7 кбар [Бобохов и др., 1993; Викентьев и др., 2006; Сазонов, 1980]. Изотопными датировками охарактеризовано рудопроявление Рытовские жилы, околорудные метасоматиты которого имеют Rb-Sr возраст 255 млн. лет [Знаменский, 1994].

Плутоногенно-гидротермальные золото-сульфидно-кварцевые месторождения Восточно-Уральской мегазоны (Кочкарское, Джетыгаринское и др.) пространственно связаны с тоналит-гранодиоритовыми массивами (С_1-2) и особенно тесно с дайковыми сериями гранитоидов и лампрофиров, сопровождающими эти массивы. Продуктивные интрузии представляют собой надсубдукционные коро-мантийные образования [Ферштатер, 2001]. Тесная пространственная связь золото-сульфидного оруденения с массивами тоналит-гранодиоритовой формации имеет генетическую основу [Коротеев, Сазонов, 2005; Ферштатер и др., 2007; Язева, Бочкарев, 1990]. Вместе с тем геологические и изотопные данные свидетельствуют о значительном временном разрыве процессов магма- и рудообразования и о смене геодинамического режима активной континентальной окраины, существовавшего в период становления продуктивных массивов, на коллизионный режим сжатия на рудном этапе [Знаменский, Серавкин, 2006; Иванов, 1948; Смолин, 1975 и др.]. Временной разрыв, по-видимому, может достигать нескольких десятков млн. лет. Например, на Айдырлинской площади возраст тоналит-гранодиоритового магматизма оценивается в 347 млн. лет (определения В.М. Горожанина [1998] для Каиндинского массива), а золото-сульфидно-кварцевого оруденения - в 315 млн. лет (для Айдырлинского месторождения) [Лозовая, Меньшикова, 1976]. Коллизионные геодинамические обстановки формирования месторождений отчетливо проявляются в региональном контроле их крупными надвиговыми зонами [Знаменский, 2007].

Рудные тела представляют собой кварцевые и карбонат-кварцевые жилы, серии жил и реже линейные жильно-штокверковые зоны, минерализованные сульфидами в количестве 10-20%. Промышленные жилы, как правило, локализованы внутри массивов, главным образом, в сколовых нарушениях [Знаменский, 2007]. По данным В.В. Мурзина [1983], месторождения относятся к следующим основным минеральным типам: 1) пиритовому с халькопиритом, 2) полиметаллически-сульфидному, 3) пиритовому с сульфидами и сульфосолями, 4) пиритовому с сульфидами, сульфосолями, сульфотеллуридами и теллуридами. Золото большей частью самородное высокопробное (обычно больше 920) заключено в кварце и сульфидах. Для глубоких горизонтов месторождений характерно присутствие шеелита. Оруденение сопровождается метасоматитами березит-лиственитовой формации [Сазонов, 1984]. Формирование золоторудной минерализации и сопряженных с ней метасоматитов происходило при Т=400-80С и Р=1,3-0,6 кбар [Главные рудные…, 1990]. Изотопно-геохимические данные позволяют предполагать смешанный коро-мантийный источник рудных элементов золото-сульфидно-кварцевого оруденения [Золото Урала…, 1993; Мурзин, 1997; Ксенофонтов, Давыдов, 1986 и др.].

Полигенно-полихронные месторождения в вулканогенно-осадочных и углеродисто-терригенно-карбонатных комплексах

Полигенно-полихронные месторождения представлены двумя основными типами: золото-сульфидным и полиформационным. Отличительной особенностью месторождений этой группы является сочетание слабо золотоносной минерализации, сингенетичной вмещающим породам, с продуктивным на золото эпигенетичным оруденением, формирование которого сопровождалось процессами мобилизации рудных компонентов из вмещающей среды. Образование эпигенетичного оруденения связано с деятельностью глубинных флюидных систем и (или) интрузивного магматизма.

В Магнитогорской мегазоне получили развитие золото-сульфидные месторождения, концентрирующиеся на ее северном замыкании. Золото-сульфидное оруденение известно в породах различного возраста. В зоне Главного Уральского разлома оно распространено, главным образом, среди углеродсодержащих терригенных и олистостромовых толщ раннекаменноугольного (Миндяк, Средний лог) и предположительно силурийского (Орловское) возраста, а во внутренних частях мегазоны в девонских вулканогенно-осадочных комплексах (Муртыкты, Ик-Давлят). В разрезе месторождений, залегающих среди удаленных фаций девонских колчеданоносных вулканогенных формаций, обычно присутствует ранняя вулканогенно-осадочная и гидротермально-метасоматическая минерализация существенно пиритового состава, например, на месторождениях Муртыкты, Ик-Давлят и Карагайлы. Эпигенетичное золото-сульфидное оруденение имеет на этих месторождениях пирит-полиметаллический состав и сопровождается околорудными метасоматитами с Rb-Sr возрастом 294 (Муртыкты) и 286 (Карагайлы) млн. лет [Серавкин, Знаменский и др., 1994; Горожанин, 1995]. В углеродсодержащих осадочных и олистостромовых комплексах первичное оруденение представлено глобулярным пиритом (Миндяк) иногда в сочетании с арсенопиритом (Орловское). Сульфиды характеризуются тяжелым биогенным составом серы [Голуб и др., 1982].

Подавляющее большинство месторождений не имеет видимых пространственных связей с интрузивными комплексами. В то же время отчетливо проявлен тектонический контроль оруденения узлами пересечения позднепалеозойских коллизионных разломов [Знаменский, 2004]. Наиболее крупные концентрации золото-сульфидных руд (Миндяк, Муртыкты) установлены на участках наложения структурных узлов на конседиментацинные палеодепрессии [Знаменский, 1988, 2001].

Наиболее распространенными типами позднепалеозойского золото-сульфидного оруденения являются пиритовый, пирит-арсенопиритовый, пирит-халькопирит-сфалеритовый и пирит-полиметаллический с блеклыми рудами и теллуридами. Преобладающий морфологический тип руд - прожилково-вкрапленный. На некоторых месторождениях развита поздняя вкрапленно-прожилково-жильная кварц-сульфидная минерализация. Жильное выполнение представлено кварцем, карбонатами и альбитом. Золото находится, главным образом, в тонкодисперсной форме в сульфидах. В кварц-сульфидных рудах установлено высокопробное самородное золото (>900) [Белогуб и др., 2006; Мурзин и др., 2003]. Температура образования оруденения и околорудных метасоматитов составляет 450-200С, давление - 0,7-0,04 кбар [Салихов, Бердников, 1985; Бахтина, Сазонов, 1980; Мурзин и др., 2003]. Изотопно-геохимические данные свидетельствуют о поступлении рудного вещества при формировании позднепалеозойской минерализации из разноглубинных источников: мантийных, коровых магматогенных и метаморфогенных, связанных с мобилизацией рудных компонентов из вмещающих пород. Изотопные исследования показали преобладание в пиритах руд месторождений Муртыкты, Миндяк, Средний лог и Красная горка ювенильной серы [Голуб и др., 1982; Логинова, 1976]. В то же время изотопный состав С и О кварца и альбита из околорудных метасоматитов Миндякского месторождения (д¹³С_СО2= -6,2 ч -7,8⁰/₀₀; д¹⁸О_Н2О= +6,3ч +8,2⁰/₀₀) указывает на магматогенный источник рудоносного флюида [Мурзин и др, 2003]. На современной стадии изученности наиболее обоснованной представляется точка зрения о парагенетической связи золото-сульфидного оруденения с многофазовым Балбукским сиенит-гранит-порфровым комплексом (С₂-Р) [Знаменский и др., 2000₂; Салихов, Бердников, 1985].

Признаки мобилизации рудных элементов установлены на многих месторождениях березит-лиственитовой формации [Сазонов, 1984]. На золото-сульфидных месторождениях Красная жила, Миндяк и Муртыкты они, в частности, проявляются в положительной корреляции содержаний элементов-примесей (Cu, Zn, Pb, Co) в пиритах руд с концентрациями этих элементов во вмещающих породах [Знаменский, Знаменская, 2008]. По-видимому, с регенерацией и ремобилизацией золота отчасти связан стратиграфический контроль эпигенетичного оруденения на месторождениях Муртыкты, Ик-Давлят и Миндяк горизонтами, обогащенными сингенетичной минерализацией [Знаменский, 1992, 2001].

В Восточно-Уральской мегазоне известны полигенно-полихронные месторождения обоих типов. Золото-сульфидная минерализация установлена в грабенообразных структурах Восточно-Уральского поднятия среди сильно дислоцированных позднепалеозойскими деформациями углеродисто-терригенно-карбонатных толщ (С₁). На Кировском и Каменском месторождениях, залегающих в Кировско-Кваркенском грабене, развита прожилково-вкрапленная пиритовая и арсенопиритовая минерализация с примесью халькопирита, сфалерита и пирротина [Арифулов и др., 2006]. Высокопробное золото образует микровключения в сульфидах. Оруденение характеризуется субпластовым распределением. Предполагается, что его образование связано с диагенно-катагенетическим преобразованием сингенетичной минерализации, представленной в рудах в виде реликтов коллоидных гематит-мельниковит-пиритовых агрегатов, а также с более поздними гидротермальными процессами, обусловившими развитие в сдвиговых нарушениях серицит-кварцевых метасоматитов с вкрапленностью сульфидов.

Полиформационный тип месторождений представлен рудными зонами Кумакского и Непряхинского рудных полей. По-видимому, к нему относится также Светлинское месторождение [Сазонов и др., 1991]. Кумакское рудное поле приурочено к Кумак-Катансайской сдвиговой зоне смятия. Разломная зона образовалась в позднем палеозое на месте грабена, выполненного углеродсодержащими и терригенно-карбонатными отложениями (С₁). В рудном поле широко развиты пестрые по составу малые интрузии и дайки раннекаменноугольного, позднекаменноугольно-пермского и триасового возраста [Воин, 1966; Новгородова, 1983; Самаркин, Самаркина, 1988]. Основными рудовмещающими структурами служат две меридиональные зоны смятия и рассланцевания более высокого порядка, в пределах которых проявились разнообразные по составу и возрасту гидротермальные изменения, связанные с дислокационным метаморфизмом и метасоматозом, а также золоторудная минерализация. Рудовмещающие зоны смятия развиты в углисто-терригенной пачке, породы которой отличаются присутствием конседиментационного золотоносного пирита [Рудский, 1982]. Предполагается, что сингенетичная минерализация являлась одним из источников золота. Золотопродуктивные метасоматиты объединяются в три формации: эйситовую, березит-лиственитовую и серицит-кварцевую. Оруденение представлено следующими типами: 1) прожилково-вкрапленным золото-сульфидным (с ранней золото-арсенопирит-пиритовой и поздней золото-полиметаллической ассоциациями), 2) жильным золото-шеелит-кварцевым, 3) прожилковым золото-тетрадимит-кварцевым и 4) жильно-прожилковым альбит-кварцевым с самородными металлами и интерметаллидами [Воин, 1966; Новгородова, 1983]. Возрастные взаимоотношения и генетическая природа оруденения различных типов дискуссионны. Опубликованы гидротермально-метаморфогенная [Рудский, 1982] и плутоногенно-гидротермальная [Воин, 1966] модели формирования месторождения, а также модель, связывающая образование оруденения с потоками трансмагматических флюидов [Новгородова, 1983].

Непряхинское рудное поле расположено в зоне регионального Байрамгуловского надвига близмеридионального простирания. Оно сложено интенсивно дислоцированными вулканогенными породами среднего девона (?) и кремнисто-глинистыми и углисто-кремнистыми сланцами нижнего карбона, метаморфизованными на уровне зеленосланцевой фации [Альбов, 1948; Месторождения золота…, 1999]. В вулканогенных породах преимущественно основного состава присутствуют маломощные линзы сплошных колчеданно-полиметаллических руд, а в углеродистых сланцах, по данным Ч.Х. Арифулова с соавторами [2006], - сингенетичный слабозолотоносный пирит. В рудном поле отрабатывалось несколько месторождений (Мягкая жила, Смоленская полоса и др.). Основные рудные тела на этих месторождениях представляют собой крутопадающие зоны смятия и рассланцевания, вмещающие дайки сильно альбитизированных риолитов неизвестного возраста [Альбов, 1948]. В пределах зон развита прожилково-вкрапленная пирит-арсенопирит-сфалерит-галенитовая минерализация, пространственно связанная с дайками риолитов, а также различно ориентированные кварцевые прожилки и жилы с самородным низкопробным золотом (850) и незначительным содержанием пирита и арсенопирита. Вмещающие породы в рудных зонах преобразованы в кварц-серицит-хлоритовые и хлорит-карбонат-тальковые метасоматиты.

Приведенные данные позволяют сделать вывод о том, что золоторудные месторождения восточного склона Южного Урала формировались, главным образом, в геодинамических обстановках позднепалеозойских коллизионных структур

Защищаемое положение 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.

Этап позднепалеозойской континентальной коллизии, характеризовавшийся проявлением двух главных стадий тектогенеза - ранней шарьирования и надвигообразования (С₂) и поздней сдвигообразования в режиме левосторонней транспрессии (С₂-Р), в значительной степени определил современное строение Магнитогорской и Восточно-Уральской мегазон.

Стадия шарьирования и надвигообразования (С₂)

Тектонические деформации на этой стадии концентрировались в структурных швах, ограничивающих крупные блоки с различным типом строения земной коры, в значительно меньшей степени воздействуя на внутренние зоны блоков. Дискретный стиль тектоники особенно ярко выражен в Магнитогорской мегазоне. Наиболее интенсивным позднепалеозойским надвиговым деформациям подверглись фланги мегазоны в краевых зонах Главного Уральского (ГУРа) и Восточно-Магнитогорского (ВМРа) разломов. В этих зонах образовались высокоамплитудные надвиги встречного падения, вследствие чего мегазона приобрела общее синформное строение (рис. 1, 2 А) [Казанцев и др., 1991; Серавкин и др., 2001]. Судя по материалам профиля Уралсейс, краевые коллизионные надвиги имеют листрическую форму (с крутым наклоном вблизи земной поверхности и пологим залеганием на глубоких горизонтах) и глубину заложения не более 25-30 км, т.е. относятся к внутрикоровым разломам [Знаменский и др., 2001; Пучков и др., 2001].

Рис. 1 Схематический разрез Магнитогорской синформы по профилю Уралсейс [Знаменский и др., 2001]

1 - осадочные отложения (С₂); 2 - вулканогенные и осадочные формации (D₁-С₁); 3 - зоны меланжа; 4 - метаморфические комплексы зоны Урал-тау (Pz₁?); 5 - докембрийский фундамент Восточно-Европейской платформы и Восточно-Уральского микроконтинента; 6 - базит-гипербазитовые комплексы; 7 - разломы.

Строение позднепалеозойского надвига зоны ГУРа определяют покровно-надвиговые структуры более высоких порядков, смятые в процессе деформаций в антиформные и синформные складки север-северо-восточного простирания. Со складками сопряжены западновергентные взбросы и надвиги второй генерации (Яльчигуловский, Аушкульский, Западно-Ирендыкский и др.) [Знаменский, 1999₁; Знаменский и др., 2000₁; Серавкин и др., 2000₁, 2003]. В строении надвиговых пластин участвуют породы различного возраста, включая фаунистически датированные отложения серпуховского яруса, например, на Миндякском золоторудном месторождении. На северном фланге разломной зоны надвиговые структуры пересекаются интрузивными телами Балбукского комплекса (С₂-Р), контролируемыми сдвиговыми нарушениями второй стадии тектогенеза [Знаменский, 2001].

Позднепалеозойские надвиговые дислокации «затушевывают» структурные элементы зоны ГУРа, связанные с субдукционными движениями и процессами позднедевонско-раннекаменноугольной коллизии Магнитогорской островной дуги и Восточно-Европейской платформы. Субдукционные и раннеколлизионные структуры закартированы на южном фланге ГУРа [Серавкин и др., 2003].

Из-за сильной нарушенности зоны ВМРа поздними сдвигами надвиговые структуры в ее пределах идентифицируются с большим трудом. Они представлены фрагментами бивергентных чешуйчатых взбросов и надвигов, сохранившимися в сдвиговых пластинах [Знаменский и др., 2001].

Для внутренних частей Магнитогорской мегазоны характерны «тонкокожие» близмеридиональные надвиги и взбросы с амплитудой смещения в первые км, сопровождающиеся подчиненными трансферными разломами [Gibbs, 1984] и складки преимущественно открытого типа (рис. 1, 2 А, ). Нами установлена надвиговая (взбросовая) природа следующих региональных разломов север-северо-восточного простирания: Тунгатаров ского, Карагайлинского, Агыро-Буйдинского (Буранного), Учалинского, Бурибайского, Балта-тауского, а также центрального сместителя зоны Кизильских разломов.

Рис. 2 Схемы ориентировки осей у₃ локальных полей палеотектонических напряжений на стадиях шарьирования и надвигообразования (А) и сдвигообразования в режиме левосторонней транспрессии (Б) [Знаменский, 2007]

1 - надвиги и взбросы; 2 - трансферные разломы; 3 - левые сдвиги и взбросо-сдвиги; 4-5 - на рисунке 2 Б: 4 - транспрессивные интервалы сдвиговых зон (а) и мегадуплексы растяжения (б), 5 - предполагаемая область компенсационного прогиба; 6-8 - оси у₃ локальных полей палеонапряжений надвигового (6), сдвигового (7) и сбросо-сдвигового или сдвиго-сбросового (8) типов (арабскими цифрами обозначены фазы деформаций от ранних к поздним).

Трансферные нарушения в кинематическом отношении являются косыми разломами. Они ограничивают по простиранию взбросо-надвиговые нарушения или чешуйчатые пакеты в их пределах, а также служат границами блоков с различной полярностью складчатых и разрывных структур. К крупным трансферам относятся северо-западные Мамбетовский левый сдвиго-надвиг и Талкасско-Сосновский левый сдвиго-взброс северо-западного простирания, а также Миндякско-Буйдинская субширотная (восток-северо-восточная) дислокация [Знаменский и др., 2000₁; Серавкин и др., 2001, 2003].

Надвиговыми деформациями внутри мегазоны затронуты породы серпуховского, а местами и раннебашкирского (в зоне Агыро-Буйдинского и Кизильского разломов) возраста [Знаменский, Серавкин, 2001]. На Учалинском колчеданном месторождении установлено «запечатывание» одноименного взброса северо-западными дайками габброидов с абсолютным изохронным К-Ar возрастом 300 млн. лет [Знаменский и др.,1991; Серавкин и др., 1992, 1994]. Таким образом, верхний возрастной предел формирования надвиговых структур внутри мегазоны ограничен московским веком. Распределение локальных полей палеонапряжений, реконструированных в ряде пунктов по разрывам надвигового парагенезиса, указывает на условия регионального близширотного сжатия мегазоны на первой стадии тектогенеза (рис. 2 А).

В Восточно-Уральской мегазоне главные тектонические события на первой стадии деформаций связаны с формированием в шовных зонах, ограничивающих микроконти нентальные блоки, общекоровых Карталинского и Николаевского (Денисовского) разломов западного падения (рис. 3). На профиле Уралсейс разломы коррелируются с мощны-

ми сериями рефлекторов, прослеживающимися через всю земную кору до гигантского срыва вдоль границы МОХО [Знаменский и др., 2001; Пучков и др., 2001; Echtler et al., 1996]. На поверхности они выражены зонами меланжа с проявлениями дислокационного метаморфизма высоких давлений [Иванов, Карстен, 1993]. На основании общегеологических данных Карталинский и Николаевский разломы предыдущими исследователями были отнесены к надвигам [Иванов, 1998; Пучков, 2000]. Структурные наблюдения, выполненные в зоне Новониколаевского разлома - одного из наиболее крупных надвигов Карталинской зоны подтвердили этот вывод [Знаменский и др., 1996; Знаменский, Знаменская, 2006].

Рис. 3 Схематический разрез Восточно-Уральской мегазоны по профилю Уралсейс (А) [Знаменский, Знаменская, 2006]

На врезке Б показаны диаграммы (здесь и на других рисунках сетка Вульфа, верхняя полусфера): а - трещиноватости (51 замер, изолинии соответствуют 1-2-3-5%), б и в - векторов смещения висячих крыльев разрывов. Замеры выполнены в зоне Западно-Кулевчинского взброса.

1 - меланжированные офиолитовые, вулканогенные и осадочные комплексы (Pz); 2 - вулканогенные формации андийского типа (С₁); 3 - терригенно-карбонатные толщи (С₁); 4-5 - докембрийские комплексы фундамента Зауральского (4) и Восточно-Уральского (5) микроконтинентов; 6 - позднепалеозойские граниты Джабыкского массива; 7 - интрузивные массивы тоналит-гранодиоритовой формации (С₁); 8 - геологические границы; 9 - разломы; 10 - пункты структурных наблюдений; 11-15 - на диаграммах: 11 - векторы смещения висячих крыльев разрывов, 12-14 - шарниры складок, сформировавшихся на стадиях шарьирования и надвигообразования (12), сдвигообразования в режиме левосторонней (13) и правосторонней (14) транспрессии; 15 - здесь и на других рисунках оси главных нормальных напряжений: у₁ - максимальных, у₂ - средних и у₃ - минимальных (арабскими цифрами в числители обозначены стадии тектонических деформаций: 1 - стадия шарьирования и надвигообразования, 2-3 - ранняя и поздняя фазы стадии сдвигообразования в режиме левосторонней транспрессии, 4 - стадия сдвигообразования в режиме правосторонней транспрессии).

Геолого-структурные данные и сейсмические материалы по профилю Уралсейс позволяют предложить новую модель глубинного строения Восточно-Уральского прогиба. В современной структуре он представлен тектоническим швом, связывающим Восточно-Уральский и Зауральский микроконтинентальные блоки. Основным элементом шва является Карталинская надвиговая зона. Со стороны висячего бока она оперяется системой чешуйчатых надвигов и взбросо-надвигов восточного падения (Пластовским, Номировским, Редутовским, Айдырлинским и др.), концентрирующихся вдоль западного борта прогиба [Тевелев, Кошелева, 2002]. Индикаторные вторичные парагенезисы надвигового типа установлены нами в зонах Айдырлинского и Пластовского разломов [Знаменский, Серавкин, 2006]. Сочетание надвиговых структур встречного падения обуславливает вблизи земной поверхности синформное строение Восточно-Уральского прогиба.