Структурные условия формирования коллизионных месторождений золота восточного склона Южного Урала

Из-за крайне плохой обнаженности территории Восточно-Уральского и Зауральского поднятий разрывные нарушения, в т.ч. надвиговые (взбросовые) структуры изучены в их пределах недостаточно полно.

На западном фланге Восточно-Уральского поднятия к надвиговым структурам первой стадии тектогенеза относятся хорошо доказанные Сухтелинский покров [Тевелев, 2003] и Арамильская аллохтонная зона [Сначев, 2006], по-видимому, имеющие корни в Магнитогорской синформе [Пучков и др., 2001].

На площади Зауральского поднятия детально разбурена крупная надвиговая структура - Джетыгаринско-Буруктальская синформа близмеридионального простирания. Она представляет собой северное замыкание Иргизского вулканогенного прогиба (D-C) Мугоджар [Серавкин и др., 1992]. Крылья синформы образуют чешуйчатые надвиги и взбросы, падающие к ее центру. В строении краевых тектонических пластин, наряду с серпентинитами, палеозойскими осадочными и вулканогенно-осадочными толщами и тоналит-гранодиоритовыми массивами, участвуют метаморфические комплексы Зауральского поднятия [Камалетдинов, Казанцева, 1983], что исключает бескорневое аллохтонное залегание синформы, предполагаемое некоторыми исследователями [Нечеухин и др., 1986; Пучков, 2000].

О возрасте надвиговых деформаций в пределах Восточно-Уральской мегазоны можно судить по следующим фактам. Они затрагивают фаунистически датированные серпуховские отложения, например, в зоне Западно-Кулевчинского взброса, но не проявлены в гранитах Джабыкского плутона [Знаменский, Знаменская, 2006], имеющих изотопный Pb-Pb возраст 290 млн. лет [Ферштатер, 2001]. По нашим данным и материалам структурных исследований А.А. Иванова [1944], на месторождении Айдырля, залегающем в зоне влияния одноименного разлома, в близмеридиональных надвигах локализованы золоторудные кварцевые жилы с K-Ar возрастом 315 млн. лет [Лозовая, Меньшикова, 1976].

Локальные поля палеонапряжений, реконструированные в зонах Айдырлинского, Новониколаевского, Кочкарского, Западно-Кулевчинского и других региональных разломов (рис. 3), характеризуются устойчивым субширотным направлением оси сжатия.

Стадия сдвигообразования в режиме левосторонней транспрессии (С₂-Р)

На второй стадии тектогенеза палеоокеанический сектор Южного Урала развивался в режиме транскуррентного левого сдвига [Уэлман, 1972]. Региональное поле палеотектонических напряжений эволюционировало во времени. Генеральная тенденция заключалась в развороте в течение нескольких (не менее трех) фаз деформаций направления регионального стресса против часовой стрелки (рис. 2 Б, 3) [Знаменский, 2006; Знаменский и др., 1996, 2000]. Кроме того тектонические процессы на фоне общей левосторонней транспрессии отличались значительными вариациями типов локальных полей палеонапряжений по латерали.

В начальные фазы тектонических деформаций сформировались крупные левые сдвиги и взбросо-сдвиги близмеридионального простирания а также произошла активизация ранее образованных взбросо-надвиговых нарушений, испытавших движения с левым знаком. Реактивированные левосторонние смещения реконструированы по всем изучавшимся крупным надвигам и взбросам Магнитогорской и Восточно-Уральской мегазон [Знаменский, 2006; Знаменский и др., 1996; Серавкин и др., 2001, 2003 и др.].

Наиболее интенсивным сдвиговым деформациям подвергся восточный фланг транскуррентного разлома на площади Восточно-Уральской мегазоны. В пределах мегазоны в начальные фазы левосторонней транспрессии заложились региональные и трансрегиональные левые сдвиги и взбросо-сдвиги (Джетыгаринско-Троицкий разлом и его ветви [Знаменский, Знаменская, 2006], Тобольский взбросо-сдвиг [Плюснин, 1977] и др.). Левосторонние разломы концентрируются в шовных зонах, ограничивающих Восточно-Уральский и Зауральский микроконтинентальные блоки. Внутри микроконтинентальных блоков к крупным разрывным структурам, образовавшимся под действием деформаций левосторонней транспрессии, принадлежит магмаконтролирующая зона растяжения северо-западного простирания, выделенная Г.Б. Ферштатером [2001] в Восточно-Уральском поднятии. Эта структура вмещает концентрически зональные массивы Степнинского монцодиорит-гранитного комплекса (Р).

Западный фланг транскуррентного разлома в пределах Магнитогорской мегазоны дислоцирован в меньшей степени. Для него характерны сдвиги и взбросо-сдвиги регионального и локального уровней [Шерман и др., 1991], которые вместе с активизированными взбросо-надвиговыми нарушениями формируют две близмеридиональные сдвиговые зоны транспрессивного типа [Sanderson, Marchini, 1984].

С поздними фазами транспрессивных деформаций связаны неоднократная активизация всех ранее сформированных разломов Магнитогорской и Восточно-Уральской мегазон, а также образование парагенезисов локальных разрывов, как правило, объединяющих две системы сдвигов, надвиги (взбросы) и крутопадающие сбросы или трещины отрыва, ориентированные диагонально, перпендикулярно и параллельно относительно направления сжатия соответственно. При этом каждая последующая генерация разрывов отличается от предыдущей общим разворотом против часовой стрелки.

Данные по абсолютному возрасту интрузивных комплексов (Гумбейскому - Rb-Sr возраст 285 млн. лет [Язева, Бочкарев, 2000], Учалинскому - K-Ar возраст 300 млн. лет [Знаменский и др., 1991], Степнинскому - Pb-Pb возраст 285 млн. лет [Ферштатер, 2000]) и околорудных метасоматитов на золоторудных месторождениях (Муртыкты - Rb-Sr возраст 294 млн. лет, Рытовские жилы - Rb-Sr возраст 255 млн. лет [Серавкин и др., 1994, 2001]), контролируемых разломами второй стадии тектогенеза, свидетельствуют о том, что режим левосторонней транспрессии существовал на восточном склоне Южного Урала со среднего карбона по пермь включительно.

Защищаемое положение 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.

Основную роль в региональном контроле золотого оруденения Магнитогорской синформы играют две близмеридиональные левосторонние сдвиговые зоны [Знаменский, 2004; Серавкин, Знаменский, 2006]. Они расположены на восточном и западном крыле синформы (рис. 2 Б). Основными структурными элементами зон являются вновь образованные региональные сдвиги и взбросо-сдвиги и активизированные взбросо-надвиговые нарушения. Восточная зона характеризуется четкими ограничениями (с запада - Магнитогорским взбросо-сдвигом, а с востока - сдвиговыми нарушениями зоны Восточно-Магнитогорского разлома) и хорошо развитой инфраструктурой. В Западной зоне, имеющей «расплывчатые» очертания, сдвиговые деформации проявлены значительно слабее. Ее западная граница большей частью проходит по Западно-Ирендыкскому, а восточная - по Кизильскому и Западно-Кизильскому разломам. На северной центриклинали Магнитогорской синформы они объединяются.

Обе рудоконтролирующие зоны относятся к транспрессивным сдвигам [Sanderson, Marchini, 1984] с характерным для структур этого типа поднятием внутри разломных зон [Silvester, 1988]. В осевой части Магнитогорской синформы линейные поднятия разделены областью предполагаемого компенсационного прогиба, который заполнен осадочными комплексами среднего и позднего карбона. Важнейшей особенностью строения рудоконтролирующих сдвиговых зон является присутствие в них подчиненных доменов, развивавшихся при активном участии транстенсивной тектоники - дуплексов растяжения [Woodcock, Fisher, 1986].

Доминирующим транспрессивным интервалам зон свойственна ассоциация близмеридиональных левых взбросо-сдвигов, северо-восточных и субширотных надвигов, взбросов, косых разломов и конических складок. Ярко выраженной и хорошо изученной областью с транспрессивным типом деформаций является интервал Восточной сдвиговой зоны от широты города Верхнеуральск на севере до границы Челябинской и Оренбургской областей на юге. Этот интервал нарушен многочисленными близмеридиональными левыми взбросо-сдвигами (Аблязовским, Западно-Совхозным и др.) и субширотными надвигами, взбросами и косыми разломами (Харьковским, Бабарыкинским и др.), образующими разноранговые сдвиговые дуплексы сжатия ромбовидной в плане формы, а также серией северо-восточных конических складок (Аблязовской, Базарской и др.).

Результаты выполненных структурных и тектонофизических исследований в сочетании с материалами дешифрирования аэрокосмоснимков и анализа геофизических и геологосъемочных данных позволили реконструировать в пределах сдвиговых зон четыре крупных дуплекса (мегадуплекса) растяжения, названных нами Северный, Худолазовский, Миндякский и Кацбахский (рис. 4) [Знаменский, 2006, Знаменский, Знаменская, 2005]. В плане они имеют форму линз протяженностью по длинной меридиональной оси от первых десятков до 200 км и шириной до 50-60 км. Ограничениями тектонических линз, хорошо читаемых на космоснимках, служат реактивированные взбросо-надвиговые и трансферные нарушения и наложенные на них левые сдвиги и взбросо-сдвиги близмеридионального и северо-западного простираний. Внутренние части дуплексов нарушены сдвигами и косыми разрывами (часто сбросо-сдвигами) близмеридионального, северо-западного и восток-северо-восточного простираний в различных их сочетаниях, которые апроксимируются Y-сдвигами, R- и R'-сколами Риделя соответственно. Подавляющее большинство (более 90%) золото-сульфидных, золото-сульфидно-кварцевых и золото-кварцевых месторождений и рудопроявлений Магнитогорской мегазоны приурочено к мегадуплексам растяжения.

По механизму формирования и структурной позиции мегадуплексы разделяются на два типа. К первому из них относятся Миндякский и Кацбахский дуплексы, образовавшиеся внутри транспрессивных разломных зон на изгибах сдвиговых пластин. Миндякская тектоническая линза расположена на участке искривления против часовой стрелки субпараллельных Баишевско-Тимирьяновского и Ялайского левосторонних разломов и ограничена с севера Уралтауским взбросо-надвигом. Дуплекс отличается невысокой степенью зрелости и, как следствие этого, слабой тектонической нарушенностью. Жильные золото-сульфидно-кварцевые и преобладающие золото-сульфидные месторождения концентрируются в северных интервалах дуплексообразующих разломов, представляющих собой зоны мелких сдвигов и косых разрывов. Рудоносный интервал Ялайского разлома имеет самостоятельное название - Сияргулово-Гареевская зона [Знаменский и др., 2000₂]. Месторождения, как правило, локализованы в узлах пересечения близмеридиональных тектонических зон с разломами других направлений. Например, наиболее крупное Миндякское золото-сульфидное месторождение приурочено к узлу пересечения Баишевско-

Рис. 4. Схема размещения золоторудных месторождений Магнитогорской мегазоны. 1 - тоналит-гранодиоритовые (а) и монцодиорит-гранитные (б) массивы; 2 - разломы первой стадии тектогенеза: а - надвиги и взбросы, б - трансферные разрывные нарушения; 3 - 5 - разломы второй стадии тектогенеза: 3 - левые сдвиги и взбросо-сдвиги, 4 - надвиги, взбросы, сдвиго-надвиги, сдвиго-взбросы, 5 - магма-рудоконтролирующие зоны малоамплитудных сдвигов и косых разрывов; 6 - транспресивные интервалы сдвиговых зон (а) и мегадуплексы растяжения (б); 7 - предполагаемая область компенсационного прогиба; 8 - золоторудные месторождения

Здесь и на других рисунках: Y - сдвиги, параллельные главному разлому, R - сколы Риделя (синтетические сдвиги), R' - сопряженные сколы Риделя (антитетические сдвиги), Р - вторичные синтетические сдвиги, Т - трещины отрыва.

На рисунках 4-6 арабскими цифрами в кружках обозначены магма-рудоконтролирующие тектонические зоны: 1 - Нуралино-Вознесенско-Буйдинская, 2 - Орловско-Выдринская, 3 - Малокаранско-Сиратурская, 4 - Сияргулово-Гареевская, 5 - Султанкульско-Туканская, 6 - Восточно-Ирендыкская, 7 - Красножильско-Шартымская, 8 - Белоозерско-Дунграйская, 9 - Поляковская.

Тимирьяновского разлома с чешуйчатыми взбросо-надвигами зоны ГУРа и субширотными разрывами, входящими в состав Миндякско-Буйдинской дислокации [Знаменский, 2000; Серавкин и др., 2001]. Структурный узел наложен на сильно деформированные фрагменты рампового прогиба, сложенные карбонатным и углеродсодержащим полимиктовым олистостромом (С₁).

Кацбахский дуплекс сформировался в зоне искривления против часовой стрелки сдвиговой пластины, ограниченной Восточно-Браиловским и Кацбахским разломами (рис. 2 Б). В его центральной части располагается Кацбахский гранитный массив, имеющий абсолютный возраст 290 млн. лет [Ферштатер и др., 2007]. Внутреннюю структуру дуплекса определяет система чешуйчатых крутопадающих разрывов север-северо-западного простирания (R-сколов Риделя), вмещающих тела гранитоидов и мелкие жильные золото-сульфидно-кварцевые месторождения и рудопроявления. Золоторудные жилы разведаны также внутри сдвиговых чешуй, где локализованы в разрывах, занимающих положение преимущественно R'-сколов Риделя.

Второй тип представлен более крупными по размерам Северным и Худолазовским мегадуплексами, которые залегают в прямолинейных интервалах сдвиговых зон, полностью охватывая их по ширине. Механизм их образования сходен с экспериментальной моделью развития дуплексов в прямолинейных интервалах сдвиговых зон, формировавшихся при наложении на R-сколы Риделя продольных Y-сдвигов [Woodcock, Fisher, 1986]. При этом позиция мегадуплексов этого типа в значительной мере определяется особенностями размещения разломов, сформировавшихся на стадии шарьирования и надвигообразования. Например, Худолазовский дуплекс возник при активизации системы разломов надвигового парагенезиса, состоящей из близмеридиональных Западно-Ирендыкского взброса и Кизильского надвига и расположенного между ними Талкасско-Сосновского трансфера северо-западного простирания. «Катализатором» образования в Восточной сдвиговой зоне Северного мегадуплекса, по-видимому, послужил северо-западный интервал Агыро-Буйдинского надвига, ограничивающий дуплексную структуру с юга.

В пределах Северного мегадуплекса наиболее продуктивным на золото является его северный фланг (рис. 5 А). По нашим данным [Знаменский и др., 2000₂; Серавкин и др., 2001], мегадуплекс нарушен шестью субвертикальными тектоническими зонами малоамплитудных сдвигов и косых разрывов, контролирующих размещение малых интрузий Балбукского сиенит-гранит-порфирового комплекса (С₂-Р) и золотого оруденения. К ним относятся близмеридиональные левосторонние Нуралино-Вознесенско-Буйдинская и Орловско-Выдринская (Y-сдвиги), северо-западная левосдвиговая Малокаранско-Сиратурская (R-скол Риделя), субширотные правосторонние Поляковская, Белоозерско-

Рис. 5 Структурная схема северного фланга Северного мегадуплекса (А) (составлена с использованием данных И.С. Анисимова [1982ф], М.В. Смирнова [1981ф] и материалов треста «Башзолото»)

На врезке Б показана диаграмма плотностей полюсов золоторудных кварцевых жил. 679 замеров.

1 - интрузивные тела Балбукского сиенит-гранит-порфирового комплекса (С₂- Р); 2 - 4 - разломы первой стадии тектогенеза: 2 - надвиги и взбросы, 3 - зона Тунгатаровского взбросо-надвига, 4 - трансферные разрывные нарушения; 5 - 6 - разломы второй стадии тектогенеза: 5 - сдвиги и взбросо-сдвиги, образующие мегадуплекс; 6 - магма-рудоконтролирующие сдвиги и косые разрывы, разрушающие мегадуплекс; 7 - золото-сульфидные (а) и золото-сульфидно-кварцевые (б) месторождения.

Дунграйская и Красножильско-Шартымская (R'-сколы Риделя) разломные зоны. Эти зоны характеризуются значительной протяженностью по простиранию, достигающей 100 км и более, и амплитудами смещений в первые сотни м - первые км. Данные гравиразведки свидетельствуют о большой глубине заложения тектонических зон, составляющей не менее 5-6 км.

Позднепалеозойские интрузии и золотое оруденение концентрируются в узле пересечения тектонических зон, образуя зональный рудно-магматический центр. Структурный узел наложен на зону меланжа ГУРа и расположенные восточнее девонские вулканогенные и осадочные комплексы осевой части Магнитогорской мегазоны. Внутри центра располагаются магматические тела и проявления золото-сульфидно-кварцевого типа. Все главные разновидности пород Балбукского комплекса обладают повышенными содержаниями Au, которые составляют (в мг/т): в диоритах - 6,2; в сиенито-диоритах - 11,0; в сиенитах и граносиенитах - 12, 4 и в гранит-порфирах - 2,4. Продуктивными на золото-сульфидно-кварцевое оруденение, как правило, являются массивы сиенитового и граносиенитового состава. Таким образом, металлогеническая специализация Балбукского комплекса на золото проявляется и на геохимическом уровне.

По периферии рудно-магматического центра располагаются золото-сульфидные месторождения. По нашим наблюдениям на месторождениях Муртыкты, Ик-Давлят, Рябковские горки и Красная жила, золото-сульфидная минерализация сформировалась раньше золото-сульфидно-кварцевого оруденения, что подтверждают возрастные датировки. Например, околорудные метасоматиты золото-сульфидного месторождения Муртыкты имеют Rb-Sr изохронный возраст 294 млн. лет, а расположенного в 2 км восточнее золото-сульфидно-кварцевого рудопроявления Рытовские жилы - 255 млн. лет [Серавкин, Знаменский и др., 1994].

Внутри рудно-магматического центра отдельные золотоносные зоны и месторождения тяготеют к узлам пересечения разновозрастных разрывов более высокого порядка. Золото-сульфидные месторождения приурочены к узлам, которые обычно включают две генерации разломов (от ранних к поздним): 1) взбросы и надвиги северо-восточного простирания и сопряженные с ними северо-западные и близширотные трансферы и 2) магмаконтролирующие сдвиги и косые разрывы. На золото-сульфидно-кварцевых объектах развита также третья наиболее поздняя ассоциация синрудных разломов преимущественно северо-западного простирания.

Примером золотоносного структурного узла может служить Малокаранско-Александровская площадь, вмещающая мелкие золото-сульфидно-кварцевые месторождения (Малый Каран, Алексадровское и др.) [Знаменский, 2001]. Здесь пространственно совмещены разрывные структуры трех возрастных групп. К наиболее ранней из них относится тектоническая пластина вулканогенно-осадочных пород, ограниченная с северо-запада Аушкульским, а с юго-востока Малокумачинским взбросами юго-восточного падения. Вторая группа представлена системой магматических дуплексов растяжения, возникшей в условиях левосдвиговых дислокаций по пересекающимся разломам север-северо-восточного (Нуралино-Вознесенско-Буйдинская зона) и северо-западного (Малокаранско-Сиратурская зона) простираний. Магматические дуплексы выполнены интрузиями Балбукского комплекса. На них наложена синрудная левостороннняя сдвиговая зона северо-западного простирания (третья группа разрывных нарушений).

Наиболее крупные концентрации золото-сульфидного оруденения - месторождения Муртыкты и Ик-Давлят - локализованы в структурном узле, совмещенном с межвулканической палеодепрессией. Палеодепрессия выполнена промежуточными и удаленными фациями колчеданоносной риолит-базальтовой формации (D₂), характеризующимися присутствием сингенетичной пиритовой минерализации.

В течение длительного периода времени, включавшего этапы заложения дуплексоразрушающих тектонических зон, внедрения малых интрузий и даек и формирования золотого оруденения, внутри Северного мегадуплекса действовали сдвиговые и сбросо-сдвиговые поля палеонапряжений (рис. 5 Б).

Худолазовский мегадуплекс вмещает одноименную синклиналь близмеридионального простирания (рис. 6 А). Складка относится к структурам, образовавшимся на стадии шарьирования и надвигообразования. Внутренние части мегадуплекса нарушены системой разнопорядковых разрывов преимущественно север-северо-восточного и северо-западного простираний. В полосе, ограниченной Баишевско-Тимирьяновским и Кизильс-

Рис. 6 Структурная схема Худолазовского мегадуплекса (А) [Серавкин и др., 2001]

На врезке Б показана диаграмма ориентировки разрывов, вмещающих золоторудные кварцевые жилы.

1 - границы Худолазовской синклинали по подошве мукасовского горизонта кремней (D3); 2 - контуры ядра Худолазовской синклинали по подошве терригенно-кремнистых пород зилаирской свиты (D3-С1); 3 - надвиги и взбросы (а) и трансферные разломы (б); 4 - сдвиги и взбросо-сдвиги; 5 - магма-рудоконтролирующие зоны сдвигов и косых разрывов (а) и отдельные разломы (б); 6 - золоторудные месторождения; 7 - ось Худолазовской синклинали; на диаграмме: 8-12 - полюса золоторудных кварцевых жил, локализованных в трещинах отрыва (8), сбросах (9), взбросах (10), левосторонних (11) и правосторонних (12) разрывах; 13 - направление осей минимальных (у₃) и максимальных (у₁) нормальных напряжений.

ким разломами, ядро Худолазовской синклинали смято в пологие антиформные и синформные складки северо-восточного простирания, типичные для зон левого сдвига. Наложенные складки подчеркиваются изгибами в плане оси Худолазовской синклинали. К крыльям поздних складок приурочены два субвертикальных левых сдвига-срыва северо-западного простирания, которые разделяют рассматриваемую зону на дуплексы растяжения более высокого порядка. В процессе продолжавшихся левосторонних движений по граничным Баишевско-Тимирьяновскому и Кизильскому разломам северо-западные срывы испытали пластические деформации и приобрели S-образную форму.

В пределах мегадуплекса развито жильное и жильно-штокверковое золото-кварцевое оруденение. Оно концентрируется в двух тектонических зонах близмеридионального простирания, соответствующих Y-сколам [McClay, 1995]: Восточно-Ирендыкской и Султанкульско-Туканской [Серавкин и др., 2001]. Султанкульско-Туканская зона расположена в ядре Худолазовской синклинали, выполненном терригенно-кремнистыми породами (D₃-С₁), в области пластических деформаций северо-западных левых сдвигов. Она состоит из серии малоамплитудных разрывов и зон трещиноватости северо-западного, субширотного и преобладающего север - северо-восточного простираний, которые вмещают дайки основного состава позднепалеозойского Худолазовского дайкового комплекса позднепалеозойского возраста, а также наложенное на них жильное золото-кварцевое оруденение. Сколько-нибудь заметных смещений по ней не установлено. Вместе с тем именно эта тектоническая зона является основной золотоконтролирующей структурой на восточном фланге Худолазовского дуплекса. В ее пределах жильное оруденение характеризуется узловым распределением. Золотоносные участки и отдельные месторождения приурочены к интервалам пересечения север - северо-восточных разрывов с мелкими дизъюнктивами субширотного (антитетическими сдвигами) и северо-западного (синтетическими сдвигами) направлений. Структурные наблюдения на ряде месторождений (Тукан, Басай и др.) показали, что заложение магмаконтролирующих разрывов происходило в сдвиговом поле напряжений с северо-запад - юго-восточным направлением оси ₃ по азимуту 300-305°. Размещение золотоносных кварцевых жил контролировалось более поздними сдвиговыми и сбросо-сдвиговыми полями напряжений, отличавшимися субширотной ориентировкой оси ₃ (рис. 6 Б).

Восточно-Ирендыкская зона, расположенная на западном фланге мегадуплекса, представляет собой субвертикальную тектоническую зону с левосдвиговой кинематикой, состоящую из малоамплитудных и различно ориентированных взбросов, сдвигов, косых разрывов, межформационных срывов, локальных зон рассланцевания и дисгармоничной складчатости. Вторичные складчатые и разрывные дислокации контролируют размещение мелких золотоносных кварцевых жил, штокверковых зон и зон кварцево-жильных образований сложной морфологии. Проявления золота концентрируются в горизонте слоистых яшмоидов ярлыкаповского горизонта (D₂e₂-zv), который был дислоцирован значительно интенсивнее по сравнению с подстилающими вулканогенными породами ирендыкской свиты (D_1-2) и перекрывающими монотонными толщами кремней и алевролитов улутауского уровня (D_2-3).

Защищаемое положение 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.

Полигенная и полихронная природа рудовмещающих структур и контроль процессов минералообразования сдвиговыми полями палеотектонических напряжений установлены на коллизионных месторождениях, представляющих все основные типы золотого оруденения Магнитогорской мегазоны: 1) золото-родингитовый, 2) золото-кварцевый, 3) золото-сульфидно-кварцевый, 4) золото-сульфидный. На месторождениях первых трех типов золоторудная минерализация локализована преимущественно в сдвиговых нарушениях, наложенных на структуры раннего надвигового парагенезиса.

Структурные условия формирования золото-родингитового оруденения изучены на примере месторождения Золотая гора, которое расположено в Карабашском массиве серпентинитов, смятых в антиформу. Размещение родингитовых жил (протяженность по простиранию до 700 м, установленная длина по падению 195 м, мощность в среднем 2-4, в раздувах до 10 м) контролируется крутопадающей правосдвиговой зоной с дуплексной инфраструктурой (рис. 7 А), сформировавшейся после складчатых деформаций [Знаменский и др., 1998, 2005]. Дуплексы реконструированы на перекрытиях и прямолинейных участках структурообразующих продольных разломов (сегментов магистрального шва). В первой структурной обстановке в зависимости от знака сочленения правых сдвигов, имевших небольшую взбросовую 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. Дуплексы имеют в объеме форму сильно вытянутых эллипсоидов, длинные оси которых наклонены на северо-восток под углами 50-85°. Наиболее продуктивные на золото поздние диопсидовые и в основном наследующие их хлорит-кальцитовые прожилки развиты внутри крупных родингитовых жил, а также в их экзоконтактах среди серпентинитов. Прожилки выполняют трещины, относящихся к вторичным парагенезисам. Их образование связано с реактивированными правосторонними движениями по сдвиговой зоне, вызванными импульсами субширотного стресса. Тектонофизический режим этого перио-

Рис. 7 Блок-диаграмма центральной части месторождения Золотая гора (А) [Знаменский и др., 2005]

На врезке Б показаны диаграммы плотностей полюсов прожилков с диопсидом (а, б) и трещин (в); а - 95 замеров, б - 86 замеров, в - 66 замеров.

1 - родингитовые жилы: а - на погоризонтных планах, б - на разрезах; 2 - разломы; 3 - рудные столбы; 4 - линии профилей на погоризонтных планах и их номера; 5-7 - на диаграммах выходы на верхнюю полусферу: 5 - плоскостей контактов Восточной родингитовой жилы, 6 - полюсов кальцит-хлоритовых прожилков, 7 - полюсов прожилков с диопсидом.

да отличался крайне неоднородным распределением полей палеонапряжений и существованием одновременно условий транспрессии в дуплексах сжатия, сдвигообразующих обстановок в дуплексах растяжения и сбросовых полей напряжений за пределами сдвиговой зоны. Размещение золотоносных прожилков контролировалось участками действия локальных сдвиговых полей напряжений, характеризовавшихся двухосным растяжением по осям ₁ и ₂. Рудоносные трещины слагают линейные штокверки, вытянутые вдоль длинных осей дуплексов-эллипсоидов. Участки сгущения прожилков совпадают с рудными столбами с содержанием золота более 2 г/т.

Золото-кварцевые и золото-сульфидно-кварцевые месторождения отличаются большим разнообразием типов рудолокализующих структур. К числу главнейших среди них могут быть отнесены следующие: 1) сдвиговые зоны с дуплексной структурой, 2) сдвиги с оперяющими разрывами и 3) узлы пересечения зон малоамплитудных сдвигов [Знаменский, 1999; Знаменский, Знаменская, 1997; Знаменский, Знаменская, 1998; Знаменский, Серавкин 2001; Косарев и др.,1999; Серавкин и др., 2001].

Рудовмещающие структуры первых двух типов установлены на месторождениях, залегающих в сдвиговых зонах, которые достигли в своем развитии поздней дизъюнктивной стадии или стадии полного разрушения [Семинский, Семинский, 2004]. Для таких зон характерно наличие магистрального сместителя или крупных его сегментов и более мелких разрывов оперения.

Золотоконтролирующие сдвиговые зоны с дуплексной структурой выявлены на мелких жильных месторождениях Тукан, Аллагул-тау и других. На этих месторождениях дуплексы сформировались в интервалах пересечения разрывами интрузивных массивов, представлявших собой блоки компетентных пород.

Месторождение Тукан расположено в Худолазовском мегадуплексе, а в его пределах - в Султанкульско-Туканской тектонической зоне близмеридионального простирания [Знаменский, Знаменская, 2005; Серавкин и др., 2001]. Оно приурочено к небольшому массиву габбро-диоритов, прорывающему терригенно-кремнистые отложения зилаирской свиты (D₃). Внутри массива развиты дайки долеритов позднепалеозойского Худолазовского дайкового комплекса, с которыми тесно пространственно связано золото-кварцевое оруденение. Объектами отработки на месторождении служили линейные кварцевые штокверки, локализованные в сосредоточенных зонах малоамплитудных правых сдвигов и косых разрывов близмеридионального и северо-восточного простираний. Наиболее богатые рудные штокверки установлены на восточном фланге месторождения в разрывах, образующих и разрушающих сдвиговый дуплекс растяжения линзовидной в плане формы. Последний сформировался в зоне меридионального правостороннего разлома крутого западного падения в интервале пересечения им интрузивного массива. Рудоносный интервал дизъюнктива, повторяющий форму восточной контактовой поверхности тела габбро-диоритов, отличается искривлением по часовой стрелке относительно общего простирания разлома. В пределах дуплекса преобладают рудолокализующие разрывы продольного (аз.пр. 5-10) и косого (аз.пр.25-50) северо-восточного направления, апроксимирующиеся Y-сдвигами и R-сколами Риделя соответственно. В подчиненном количестве присутствуют рудоблокирующие северо-западные левые сдвиги (R'-сопряженные сколы Риделя). Рудные столбы приурочены к изгибам по простиранию Y-сдвигов и R-сколов Риделя.

Во второй структурной обстановке локализованы золото-сульфидно-кварцевые месторождения Сиратур, Малый Каран и рудная зона Идрис, которые залегают в Северном мегадуплексе [Знаменский, 1999₂; Знаменский, 2001; Знаменский, Знаменская, 19981; Знаменский, Серавкин, 2001].

Месторождение Малый Каран расположено на Малокаранско-Александровской площади в зоне левого сдвига северо-западного простирания на участке пересечения разломом дайкообразного тела сиенит-порфиров. Сдвиговая зона состоит из магистрального шва и трех сопряженных с ним систем разрывов: 1) северо-западного продольного по отношению к направлению шва (Y-сдвигов), 2) диагонального северо-западного (R-сколов Риделя) и 3) диагонального северо-восточного (R'-сопряженных сколов Риделя) простираний. Все системы нарушений вмещают метасоматиты карбонат-апатит-серицит-хлорит-кварц-альбитового состава (эйситы или альбититы по Н.И. Бородаевскому). Структурная позиция тел альбититов определяется приуроченностью к S-образным изгибам растяжения (разуплотнения напряжений) магистрального шва и Y-сколов, которые возникли в интервалах сопряжения их с R-сколами. Золото распределено неравномерно и концентрируется в раздувах тел альбититов, а в их пределах - в интервалах с меньшим азимутом простирания.

Заложение и развитие Малокаранского разлома происходило в пульсирующем режиме тектонических деформаций в течение трех фаз. Ранняя фаза характеризовалась формированием в обстановке субширотного сжатия в зоне разлома центрального магистрального шва (левого взбросо-сдвига), вторичного парагенезиса разрывов и зон альбититов, смятых в динамометаморфические складки сложной морфологии. В течение второй фазы после прекращения активного латерального стресса в зонах альбититов образовались альбит-кварцевые жилы. На поздней фазе в условиях возобновившегося субширотного сжатия и левых взбросо-сдвиговых смещений по центральному шву в альбититах и альбит-кварцевых жилах сформировалась золотоносная прожилково-вкрапленная сульфидная минерализация.

Третья рудовмещающая обстановка характерна для узлов пересечения разломов рассредоточенного по М.В. Гзовскому [1975] или зарождающегося по М.В. Рацу и С.Н. Чернышеву [1970] типа. В классификации К.Ж. и Ж.В. Семинских [2004] они соответствуют разломам ранней дизъюнктивной стадии развития. Рудоконтролирующие и рудовмещающие нарушения представлены зонами мелких часто различно ориентированных сколовых нарушений (Таракановское и Базайское месторождения, рудопроявление Рытовские жилы и др.). Например, на рудопроявлении Рытовские жилы золотоносные кварцевые жилы и линейные кварцевые штокверки локализованы в узлах пересечения зон мелких сдвиговых нарушений близмеридионального, северо-западного и северо-восточного простираний [Серавкин и др., 2001]. Главные рудные тела залегают в северо-западных зонах, имеющих левосдвиговую кинематику. Положение в их пределах рудных столбов, обусловленных повышенными концентрациями золота, определяется приуроченностью к узлам пересечения с разрывами других направлений.

Золото-сульфидные месторождения, как правило, залегают в зонах региональных взбросо-надвиговых нарушений в интервалах пересечения этих зон близмеридиональными разломами, образующими или разрушающими сдвиговые мегадуплексы растяжения. Главными элементами рудоконтроля здесь являются вторичные взбросы и взбросо-надвиги, испытавшие на рудном этапе реактивированные сдвиговые или косые смещения. Строение рудовмещающей системы в значительной мере зависит от степени трансформации дорудных разломов в сдвиговые нарушения. Установлена группа месторождений, на которых разломы раннего надвигового парагенезиса испытали малоамплитудные внутриминерализационные движения и сохранили первичные (дорудные) особенности строения. Размещение золото-сульфидной минерализации на этих объектах подчинено, главным образом, изгибам дизъюнктивов по простиранию. Вторичные сдвиговые парагенезисы представлены только мелкими трещинными структурами. В такой структурной обстановке локализовано прожилково-вкрапленное золото-сульфидное оруденение Ильинского рудного поля. Рудное поле расположено в зоне Тунгатаровского разлома северо-восточного простирания на участке пересечения его восточным флангом Нуралино-Вознесенско-Буйдинской тектонической зоны [Знаменский, 1982₂, 1985, 1986₁, 1986₂, 1992 и др.]. В строении рудного поля участвуют вулканогенные, вулканогенно-осадочные и кремнистые породы карамалыташской риолит-базальтовой (D₂) и улутауской флишоидной (D_2-3) формаций. В пределах рудного поля разведаны четыре минерализованные зоны: Восточная, Западная и Промежуточная, входящие в состав месторождения Муртыкты, и рудная зона месторождения Ик-Давлят.

Золото-сульфидное оруденение развито в разрывах - элементах чешуйчатого взбросо-надвига юго-восточного падения, заложившегося до начала процессов минералообразования. Главный рудоконтролирующий разлом имеет зональную структуру, которой и обусловлены основные закономерности размещения золото-сульфидной минерализации. Во фронтальной части разлома, состоящей из западновергентных высокоамплитудных чешуйчатых взбросо-надвигов и изоклинальных складок, оруденение локализовано в послойных срывах-сбросах юго-восточного падения, осложняющих тектоническую пластину (Западная зона и месторождение Ик-Давлят). В его тыловой зоне, образованной восточновергентными малоамплитудными взбросами и пликативными формами преимущественно открытого типа, основными рудовмещающими структурами являются крупные взбросы и оперяющие их разрывы, главным образом, северо-западного падения (Восточная и Промежуточная зоны) (рис. 8).

По рудолокализующим разрывам на рудном этапе происходили реактивированные малоамплитудные сдвиговые или косые (с доминирующей горизонтальной компонентой)

Рис. 8 Геологический разрез Восточной рудной зоны месторождения Муртыкты по линии 53 [Знаменский, 1992]

1 - базальты и андезибазальты; 2 - туфы и туффиты основного состава и кварц-карбонат-серицит-хлоритовые метасоматиты по ним; 3 - слоистые туфопесчаники, туфогравелиты и туфоконгломераты; 4 - вулканомиктовые песчаники и гравелиты; 5 - кремнистые сланцы; 6 - кварцевые и серицит-кварцевые метасоматиты по диабазам (а) и обломочным породам (б); 7 - разломы (стрелками показаны направления смещений крыльев); 8 - рудные тела; 9 - геологические границы; 10 -

проекции на вертикальную плоскость: а - буровых скважин, б - горных выработок. Петрофизические свойства пород: Пэф - эффективная пористость, А - условно-мгновенное насыщение, В - постоянная насыщения, Е - модуль Юнга, G - модуль сдвига, К - модуль всестороннего сжатия.

смещения. Процесс минералообразования протекал в две основные стадии. На ранней стадии сформировалась пиритовая минерализация, а на поздней - наиболее продуктивное на золото полиметаллическое оруденение. Размещение рудных тел и рудных столбов контролировалось изгибами разломов, способствовавшими направлению внутриминерализованных смещений по ним. На примере Восточной зоны установлено, что рудоносные и безрудные интервалы разрывных нарушений представляли собой изгибы растяжения и сжатия соответственно. По разломам рудной зоны реконструированы внутриминерализационные левые взбросо-сдвиговые смещения. Рудные тела и рудные столбы приурочены к изгибам, отклоняющимся против часовой стрелки от общего простирания разломов и имеющим более пологое залегание. Такие интервалы вмещают жилообразные сульфидно-кварцевые тела, сопровождающиеся зонами прожилково-вкрапленной минерализации. В течение всего периода рудообразования здесь действовали сдвиговые поля палеонапряжений. Напряженное состояние на ранней стадии характеризовалось растяжением по осям у₁ и у₂, а на поздней - одноосным растяжением по оси у₁. На малопродуктивных интервалах, отклоняющихся к северо-востоку от общего простирания разломов, оруденение концентрируется в оперяющих трещинах. Основной разлом при этом часто остается безрудным. Формирование ранней пиритовой минерализации контролировалось надвиговыми полями палеонапряжений с осями у₃ и у₁, ориентированными почти перпендикулярно и параллельно разрывам соответственно, которые представляли собой закрытые структуры. В заключительные фазы рудного этапа на таких изгибах господствовала обстановка трехосного сжатия, в связи с чем поздние полиметаллические ассоциации получили крайне незначительное развитие.

В рудном поле отчетливо выражен литологический контроль оруденения. Оно, независимо от структурных условий локализации, концентрируется в верхней части разреза риолит-базальтовой формации, породы которой обогащены сингенетичной пиритовой минерализацией вулканогенно-осадочного и гидротермально-метасоматического генезиса. В пределах этого стратиграфического уровня рудоносные разрывы развиты преимущественно вдоль крутопадающих границ контрастных по петрофизическим свойствам пород или в блоках хрупких основных эффузивов, залегающих среди горизонтов более пластичных пород (рис. 8).

В более многочисленную группу входят месторождения, подвергшиеся интенсивным сдвиговым деформациям. Структурная позиция оруденения здесь определяется приуроченностью к разломам, сопровождающимся крупными оперяющими сдвигами (месторождения Красная жила, Веселое, Рябковские горки и др.) или к сдвиговым зонам, наследующим взбросо-надвиговые тектонические пластины (месторождение Миндяк).

Месторождение Красная жила расположено в Северном мегадуплексе в зоне Краснохтинского разлома северо-восточного простирания, ограничивающего зону ГУРа с востока. Разлом состоит из серии тектонических пластин, разделенных зонами серпентинитового меланжа крутого юго-восточного падения. Тектонические пластины сложены серпентинизированными дунитами и гарцбургитами, пироксенитами, островодужными вулканитами основного состава (S₁?), комагматичными им интрузивными телами габброидов и углистыми сланцами [Знаменский, 1994].

На месторождении известно несколько кулисно расположенных зон лиственитов с прожилково-вкрапленной пирит-халькопирит-пирротин-сфалеритовой минерализацией. Рудные тела локализованы в правосторонних разрывах - сосредоточенных зонах рассланцевания северо-восточного простирания, наследующих зоны серпентинитового меланжа. Основные рудовмещающие разломы сопровождаются оперяющими разрывами северо-западного, близмеридионального и субширотного направлений. Вторичные разрывы содержат только малопродуктивную прожилковую минерализацию и разделяют основные разломы на рудные и безрудные блоки. В пределах рудных интервалов участки с повышенными содержаниями золота приурочены к изгибам разломов по простиранию, способствовавшим правосдвиговым смещениям по ним. Процессы минералообразования осуществлялись в сдвиговом поле палеонапряжений с близширотной ориентировкой оси у₃ [Знаменский, 1989₁].

Месторождение Миндяк расположено в зоне ГУРа в одноименном мегадуплексе растяжения. Структура месторождения представляет собой линейную антиформу северо-восточного простирания, образованную пакетом тектонических пластин (рис. 9 А) [Знаменский, 2000; Серавкин и др., 1994; Ertl, Znamensky et al., 1997; Kisters, Znamensky, 1997]. Северо-западное крыло антиформы осложнено серией продольных чешуйчатых взбросо-надвигов юго-восточного падения.

Главной рудовмещающей структурой месторождения является зона правого сдвига северо-восточного простирания, возникшая на месте тектонической пластины, ограниченной Западным и Восточным взбросо-надвигами юго-восточного падения. Внутреннюю структуру сдвиговой зоны формируют рудовмещающие разрывы четырех направлений: 1) продольного северо-восточного (аз. пр. 10-35°), 2) диагонального северо-восточного (аз. пр. СВ 50-75°), 3) диагонального северо-западного (аз. пр. СЗ 320-330°) и 4) диагонального близмеридионального (аз. пр. 340-0°). Разрывные нарушения первых трех систем занимают положение Y-, R-, R'- сдвигов соответственно. В пределах сдвиговой зоны оруденение сосредоточено на изгибе растяжения (разуплотнения напряжений), отличающемся большим, чем зона в целом азимутом простирания. Этот интервал зоны нарушен вторичными разрывами близмеридионального Баишевско-Тимирьяновского левого сдвига, ограничивающего Миндякский мегадуплекс с запада, а также субширотными разломами правосторонней Миндякско-Буйдинской дислокации.

Отдельные рудные тела и рудные столбы приурочены к узлам пересечения вторичных разрывов зоны. В пределах рудных столбов реконструированы поля палеонапряжений с двухосным растяжением по осям у₁ и у₂ (рис. 9 Б).

Основными элементами структурной модели рудного тела месторождения являются следующие: 1) магистральный рудолокализующий разлом, определяющий генеральное простирание рудного тела; 2) оперяющие и пересекающие его второстепенные рудолокализующие разрывы, обуславливающие склонение рудного тела и создающие апофизы; 3) ореолы прожилково-вкрапленного оруденения, сопровождающие магистральный разлом и второстепенные нарушения.

Рис. 9 Геологический разрез через центральную часть месторождения Миндяк (А) [Знаменский, 2000]

На врезке Б показаны диаграммы плотностей полюсов пиритовых (а) и пирит-халькопирит-карбонат-кварцевых прожилков (б); а - 94 замера, б - 85 замеров. Замеры выполнены в пределах одного из рудных столбов Северной линзы.

1-8 - тектонические пластины и толщи: 1 - вулканиты (D_1-2 ir), 2 - карбонатный олистостром (C₁ t-v), 3 - меланжированные ультрабазиты и габбро, 4 - полимиктовый олистостром с олистолитами ордовикских диабазов, 5 - терригенно-карбонатные породы (C₁ v), 6 - карбонатный олистостром (C₁ v), 7 - вулканогенно-осадочные и кремнистые породы (D₃ kl ?), 8 - известняки (C₁ v-s); 9 - раннекаменноугольные (?) диориты; 10 - границы тектонических пластин и толщ; 11 - взбросы и взбросо-надвиги юго-восточного падения; 12 - сдвиги ; 13 - рудные тела; 14 - проекции скважин (а) и горных выработок (б); 15 - контуры Благодатного карьера. Арабскими цифрами в кружках обозначены взбросы и взбросо-надвиги: 1 - Главный, 2 - Западный, 3 - Восточный.

В строении рудных тел участвуют прожилково-вкрапленная пиритовая ми-нерализация и наложенное на нее прожилковое пирит-халькопирит-карбонат-кварцевое оруденение с самородным золотом. Формирование разрывных структур, вмещающих раннюю и позднюю минерализацию, происходило при близких планах деформаций (в условиях близширотного стресса и сдвиговых или сбросо-сдвиговых полей напряжений), но в существенно различных термодинамических условиях, характеризовавшихся резким падением в конце рудной стадии температуры и давления [Мурзин и др., 2003]. Вертикальный диапазон развития оруденения ограничен пластиной полимиктового олистострома, матрикс которого обогащен сингенетичной пиритовой минерализацией. В пределах пластины золотое оруденение концентрируется в компетентных блоках - олистоплаках основных вулканитов [Серавкин, Знаменский и др., 1994].

Защищаемое положение 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.

В настоящее время доминирующей является точка зрения о том, что ведущим механизмом формирования рудоносных структур крупнейших на Урале Кочкарского, Березовского и других золото-сульфидно-кварцевых месторождений, ассоциирующихся с массивами тоналит-гранодиоритовой формации, служил поперечный изгиб, вызванный штамповым воздействием снизу вверх остывающих магматических очагов [Бабенко, 1975; Бородаевский, Черемисин, 1981; Месторождения золота…, 1999]. Вместе с тем структурные данные по Кочкарскому, Новотроицкому, Айдерлинскому, Синешиханскому и Джетыгаринскому месторождениям - основным промышленным золото-сульфидно-кварцевым объектам Восточно-Уральской мегазоны [Знаменский, Серавкин, 2005, 2006; Иванов, 1948; Смолин, 1975 и др.] свидетельствуют об условиях регионального близширотного сжатия массивов тоналит-гранодиоритовой формации на рудном этапе. Тектонофизический режим латерального стресса нашел отражение как в региональном, так и локальном контроле золото-сульфидно-кварцевого оруденения Восточно-Уральской мегазоны.