Закономерности размещения и прогноз месторождений полезных ископаемых на основе модели блоковой складчатости

В качестве примера блока положительного изгиба в коллизионно-складчатом поясе (на материалах Г.А. Кейльмана, В.Б. Болтырова, В.Н. Огородникова, Г.Б. Ферштатера и др., и авторских) рассмотрен Кочкарский антиклинорий (Ю. Урал), сложенный одноименным метаморфическим комплексом. В строении антиклинория участвуют фаунистически охарактеризованные визейские известняки. Смежные синклинорные зоны сложены вулканогенно-осадочными толщами силур-девонского возраста. Границы структуры тектонические, с надвиговой кинематикой, падающие под смежные структуры. В блоке выделяются несколько гранито-гнейсовых массивов, имеющих куполовидную структуру и являющихся центрами зонального метаморфизма. Среди гранито-гнейсовых массивов известны небольшие тела пегматитов и редкие жилы кварца. Околокупольное пространство характеризуется повышенным содержанием золота, рубин-шпинелевой минерализацией в мраморах, флюоритом, розовым топазом, хризобериллом, полями редкометальных пегматитов с драгоценными камнями. Здесь известны два крупных месторождения золота (Кочкарское и Светлинское), приуроченные к границам структуры, Светлинское месторождение горного хрусталя и одноименное пегматитовое поле с редкометальной и самоцветной минерализацией. В метаморфическом обрамлении имеются ставролит- и кианитсодержащие сланцы. Изучение взаимоотношений между различными образованиями и анализ имеющегося материала позволили наметить схему становления и эволюции данного комплекса, с позиций модели блоковой складчатости (рис. 8).

Заложение надвигов (D3) привело к опусканию блока и появлению терригенно-карбонатных отложений (D3-С1). Изгиб вызвал деформации сжатия в нижней части сиалической коры, ее разогрев и движение флюидов вверх, формирование термальных куполов и ранний метаморфизм низких давлений пород верхней части коры (С1-2). Максимальный разогрев достигается на границе верхней и нижней коры, что сопровождается плавлением пород и становлением трещинных интрузий, преимущественно в зонах надвигов (Коелгинский и Пластовский массивы гранодиоритов и плагиогранитов). В зоне сжатия протекает высокобарический метаморфизм, сопровождаемый гранитизацией пород. Разогретый пластичный материал, в условиях прямого градиента, образует направленные вверх потоки, приуроченные к термальным куполам. Формируются куполовидные структуры и зональный метаморфический комплекс (С2-Р1). На границе С2-Р1 исчезают внешние тектонические силы, и наступает регрессивный этап. Падение давления в ядрах купольных структур сопровождается появлением анатектических гранитов. В околокупольном пространстве происходит становление дайкового комплекса, в т.ч. пегматитов (Светлинское пегматитовое поле). Породы надкупольного пространства испытывают гидротермально-метасоматические преобразования, связанные с потерей летучих компонентов породами ядра купольной структуры (рис. 9).

Рис. 8. Схема развития геологических процессов в Кочкарском блоке в позднепалеозойское время

1 - вулканогенно-садочные палеозойские отложения; 2 - сиалический фундамент; 3 - нижняя кора, предположительно основного и ультраосновного состава; 4 - морской бассейн (на рис. б), мраморы (на рис. д); 5 - термоградиентное поле, созданное деформациями коры; 6 - то же, для вулканогенно-осадочного комплекса; 7 - трещинные интрузии гранодиоритов и плагиогранитов, связанные с перегревом пород на границе верхней и нижней коры; 8 - кристаллические сланцы и амфиболиты метаморфического обрамления куполовидных структур; 9 - анатектические граниты; 10 - нижнекаменноугольные карбонатно-терригенные отложения.

Цифры на рисунке: 1 - тектонические нару-шения с надвиговой кинематикой; 2 - вра-щающие моменты; 3 - примерное положение нейтральной поверхности в блоке положи-тельного изгиба; 4 - депрессия, занятая морским бассейном, образованная в результа-те задавливания блока вниз; 5 - термальные купола; 6 - трещинные интрузии ранних гра-нитоидов; 7 - тектонические потоки разогре-тых пород; 8 - фронт разрастающихся ядер куполовидных структур; 9 - поверхность гранито-гнейсовых массивов.

Рис. (а-г) отражают прогрессивный этап процесса, рис. (д) показывает переход к регрессивному этапу.

Рис. 9. Модель образования Светлинской куполовидной структуры и металлогения ее обрамления. 1 - гранитогнейсовый разогретый пластичный мате-риал и направление его движения на прогрессивном этапе; 2 - кристаллические сланцы; 3 - мраморы; 4 - тектонические брекчии; 5 - вулканогенно-осадочные породы; 6 - условия доминирующего сжатия или растяжения; 7 - простой сдвиг с активной доминантой (а) и комбинация простых сдвигов с активными доминантами (б); 8 - кварцевые жилы (а), дайки гранитов и пегматитов (б); 9 - тектоническая граница между блоками положительного и отрицательного изгибов с кинематикой надвига (большая полустрелка) и локальным сдвиговым течением пород (маленькая полустрелка); 10 - направление вращения: а - тектонической границы, б - кварцевой жилы; 11 - локализованный сдвиг (тектонический срыв) и направление доминирующего смещения; 12 - зона осевого горизонтального растяжения. Горизонтальная линия - современный эрозионный срез.

Происходит гидротермально-жильное заполнение трещинно-пустотного пространства и формирование Светлинского месторождения горного хрусталя. Интенсивная гидротермальная деятельность осуществляется в зоне надвига. Этому способствует сильная тектоническая нарушенность пород зоны, и латеральное градиентное температурное поле. Рудные элементы, вынесенные в околокупольное пространство процессами гранитизации, испытывают повторную мобилизацию и перераспределение. Часть рудного материала по зонам надвига поступает из нижней коры и верхней мантии. В термоградиентном (околокупольном) поле происходит длительная циркуляция смешанных (метеорных, метаморфогенных и ювенильных) вод. Зоны надвигов являются наиболее перспективными на рудные месторождения золота и редких металлов. Именно к такой зоне приурочено Светлинское месторождение золота (рис. 9).

Таким образом, первичная мобилизация рудного вещества и его отложение в околокупольном пространстве вызвана процессами высокобарического метаморфизма, осушения и гранитизации коры на прогрессивном этапе процесса, в условиях действия прямого градиента стрессовых напряжений. Вторичная его мобилизация и формирование промышленных концентраций происходит в результате длительной релаксации энергонасыщенной системы. Прогрессивный этап процесса в Кочкарском антиклинории совпадает по времени с позднепалеозойской уральской коллизией, а регрессивный этап - с постколлизионной релаксацией. В диссертации приводятся также результаты исследований по Суундукскому и Мурзинско-Адуйскому антиклинориям Урала, характеризующихся близким геологическим строением, минерагенией и возрастными датировками.

3. Минерагения блоков отрицательного изгиба имеет рудную направленность, которая определяется вещественным составом коры и действием обратного (запирающего) градиента стрессовых напряжений.

В блоке отрицательного изгиба условия сжатия реализуются выше НП, а ниже ее возникают условия растяжения (рис. 3, 6). Максимальные стрессовые напряжения приходятся на область повышенной трещиноватости пород, с низкими литостатическим давлением и температурами. В данных условиях резко преобладают хрупкие деформации горных пород. Сдвиговые деформации начинаются по трещинам всех направлений задолго до того, как сжимающие напряжения достигнут максимально возможной величины. В связи с этим здесь имеет место вертикальная зональность деформации пород, зависящая от литостатического давления. Расчеты показывают (в диссертации), что на глубине 0,5 км сдвиги по трещинам начнутся при напряжениях сжатия около 30 МПа (0,3 кбар), а на глубине 5 км составят порядка 300 МПа (3 кбар). Таким образом, на верхних горизонтах земной коры напряжения сжатия, вызванные изгибом, могут сниматься посредством смещений по трещинам разного ранга. Мощность этой зоны зависит от конкретных условий и, вероятно, лежит в пределах 1-2 км. Горизонтальному ее укорочению препятствий нет, поскольку она имеет возможность пропорционально утолщаться в сторону дневной поверхности. Напряжения сжатия легко снимаются хрупкими деформациями и сдвигами по трещинам, с образованием площадной зоны брекчий, мегабрекчий, пологих надвигов и взбросов. Только наиболее пластичные, в данных условиях, породы (эвапориты, глинистые сланцы, мергели и частично некоторые известняки) могут сминаться в мелкие складки.

С глубиной, с ростом литостатического давления возможность брекчирования пород быстро теряется. Главную роль при этом играет обратный (запирающий) градиент горизонтального стресса. Напряжения и деформации прямо пропорциональны расстоянию до НП. Соответственно, каждый вышележащий слой должен сократиться в горизонтальных размерах несколько больше подстилающего слоя, создавая ему дополнительные препятствия для увеличения толщины. Это и есть действие обратного градиента, который всегда носит «запирающий» характер. Напряжения при изгибе объемные. Для обеспечения образования мелкой складчатости в этих условиях вполне достаточно понятия «слоистая среда», поскольку нет потребности в передаче напряжений на расстояние через «компетентные» слои. Напряжения горизонтального сжатия изгиба распространяются вплоть до НП. Следовательно, мелкая складчатость с глубиной исчезает. Зону данных пликативных деформаций можно назвать зоной бескорневой складчатости. Зона сжатия (как процесса) продольного отрицательного изгиба - это область дифференцированного и закономерного изменение геометрии объема хрупкого тела в градиентном поле напряжений. По латерали блок граничит с зоной горизонтального растяжения блока положительного изгиба. Зона надвига (сдвига в физическом смысле) является одновременно и поверхностью смены знаков напряжения. Соответственно по латерали величина напряжений сжатия изменяется, и достигает максимума в осевой части блока. Подобная картина распределения напряжений при продольном синусоидальном изгибе была получена экспериментально [Бондаренко, Лучицкий, 1969] и автором (рис. 5).

На рис. 10 показаны траектории векторов главных касательных напряжений, которые в верхней части блока отрицательного изгиба образуют клиновидные формы, выжимаемые вверх. Два главных сжимающих нормальных напряжения обусловлены весом пород и градиентным полем стрессовых напряжений. Максимальная разница по абсолютной величине между ними достигается вблизи дневной поверхности. Следовательно, величина касательных напряжений здесь больше, чем на глубине, где на НП они падают до нуля. Максимальные амплитуды смещений по трещинам будут вверху, а минимальные внизу. Все смещения характеризуются надвиговым характером. Следовательно, трещины встречного падения образуют тектонические клинья, выжимаемые вверх. Осевой тектонический клин (клинья) является самым крупным и глубоким, с остриём вблизи НП. В процессе изгиба плиты он образует горст (систему горстов, осевое поднятие, антиклинальное вздутие). Тектонический клин не полностью подчиняется влиянию обратного градиента и способен частично решить проблему свободного пространства. Выжимание тектонического клина вверх в значительной степени снимает напряжения во всей области зоны сжатия изгиба. Угол основания клина вначале составляет более 900, но в процессе развития изгиба и выжимания клина вверх, он непрерывно уменьшается.

Рис. 10. Блок отрицательного изгиба: общий вид, с качественной эпюрой напряжений (а); векторы главных касательных напряжений (б); структурный рисунок, образуемый разрывными нарушениями, указанием их кинематики (в); здесь же показаны эллипсы мгновенной деформации; ниже (г) показана эволюция эллипсов мгновенной деформации в сложном градиентном поле напряжений разных участков блока

Условные обозначения (для рис. г): 1 - доминирующий простой сдвиг в градиентном поле напряжений; 2 - то же, второстепенный; 3 - чистый сдвиг доминирующий; 4 - то же, второстепенный. Пояснения в тексте

Верхняя часть клина в рельефе приподнята и испытывает гравитационное растяжение, а сам клин постепенно приобретает грибообразную форму. В нем действуют те же касательные напряжения, которые делят его на многоуровневую систему клиновидных блоков. Тектонический клин испытывает горизонтальное сжатие и вертикальное растяжение, с образованием горизонтальных трещин отрыва и горизонтальных зон брекчирования.

Одним из первых на осевые тектонические поднятия в прогибах обратил внимание А.В. Пейве [1945], при изучении Тагильского прогиба на Урале. Он отметил также, что к ним приурочены магматические интрузии и различные рудные месторождения. Происхождение данного осевого тектонического клина объясняется горизонтальным сжатием [Алейников и др., 1993].

Метаморфизм зоны сжатия. С глубиной, с ростом всестороннего давления и температуры, а также уменьшения скорости деформаций способность пород к хрупко-пластическим и пластическим деформациям возрастает. Накопление флюидов, запертых обратным градиентом, также способствует росту пластичности пород. В результате образуется бескорневая складчатость. Особенно сильно это должно быть проявлено в окружении острия тектонического клина. Часть механической энергии сжатия трансформируется в тепловую энергию, вызывая разогрев пород и нарушение температурного баланса. Это тепло, совместно со стрессовым давлением, может быть причиной регионального метаморфизма пород, достигающего зеленосланцевой фации. Локальный подъем температуры за счет тектонической энергии сжатия дополнительно повышает и пластичность пород, но тектонические потоки при этом не возникают. Объясняется это действием обратного градиента, препятствующего отжиманию пластичного материала на верхние горизонты, а отжиманию его вниз препятствует рост всестороннего давления и проблема свободного пространства. Поэтому пликативная складчатость здесь может быть крайне сложной.

Зона растяжения. Ниже НП реализуются условия растяжения, при повышенных температурах среды и относительно высокой литостатической нагрузки. Главное сжимающее нормальное напряжение ориентировано вертикально и обусловлено литостатическим давлением, максимальное значение которого достигается в подошве коры. Деформации растяжения здесь носят хрупко-пластический и пластический характер. Это значит, что крупные локализованные трещины растяжения не возникают, а зона растяжения утоняется пропорционально величине растягивающих напряжений.

Метаморфизм пород зоны растяжения. Хрупко-пластические и пластические деформации в зоне растяжения сопровождаются повышенным выделением тепловой энергии, что вызывает разогрев пород. Снижение всестороннего давления и повышение температуры дестабилизирует систему, и может привести к зеленокаменному метаморфизму пород. В подошве упругой коры метаморфизм пород может достигать эпидот-амфиболитовой фации, а, возможно, и амфиболитовой фации пониженных давлений. С учетом данных по распределению температур в земной коре [Моисеенко, Смыслов, 1986; Kukkonen et al., 1997 и др.] это представляется вполне реальным. Кроме того, надо принять во внимание действие обратного градиента, запрещающего подъем ювенильных вод и флюидов, т.е. перекрывающий конвективный (наиболее эффективный) механизм отвода тепла (рис. 6). Это ведет к накоплению тепловой энергии поступающей из мантии и энергии тектонического происхождения. Возможно, что обратный градиент играет главную роль в разогреве пород зоны растяжения данного блока.

Нижняя кора также испытывает горизонтальное растяжение, пластически деформируется и разогревается. Толщина ее несколько уменьшается, а граница Мохо смещается вверх. Породы нижней коры испытывают метаморфические преобразования в условиях роста температуры и снижения всестороннего давления, т.е. плотность их понижается. В этих условиях весьма вероятны реакции гидратации. Снижение всестороннего давления способствует обособлению флюидной фазы, а рост температуры вызывает повышение флюидного давления. Обратный градиент удерживает флюиды на глубине, что ведет к их перегреву и обогащению рудным веществом (хлорофильными, халькофильными, сидерофильными элементами) [Бушляков, Холоднов, 2002].

Хотя разогрев пород в зоне растяжения блока отрицательного изгиба за счет тектонического фактора менее значительный, чем в блоке положительного изгиба, тем не менее, здесь высока вероятность возникновения магматических очагов. Объясняется это действием обратного градиента и аккумуляцией тепловой энергии. В этих условиях можно ожидать значительный рост температур и возникновение «запертых» магматических очагов. При сильном перегреве магмы или временном ослаблении стрессовых напряжений, происходит прорыв магматического расплава в горстовую структуру. Этот процесс может повториться неоднократно, в результате чего формируются многофазные бескорневые малые интрузии и кольцевые дайки (рис. 3, 6). Плавлению могут подвергаться породы различного состава, оказавшиеся в области наиболее сильного разогрева, с образованием различных гибридных расплавов, ассимилировавших вмещающие породы. Ограниченные по массе и запасам тепла, находящиеся в относительном равновесии по давлению с окружающими породами и лишенные глубинного корня, эти интрузии не вызывают сколько-либо значительного метаморфизма вмещающих пород на верхних горизонтах, за исключением контактового (образование контактовых роговиков и скарнов, в т.ч. рудоносных). Таким образом, и в блоке отрицательного изгиба возникает резко метастабильная ситуация, но иного характера, релаксация которой осуществляется другими механизмами. Обогащение рудным веществом магматических расплавов и рудоносных флюидов осуществляется за счет пород окружения и за счет рудного вещества поступающего из нижней коры и верхней мантии. Принимая во внимание принцип унаследованности, следует считать, что в разрез блока могут входить мощные толщи терригенно-осадочных, вулканогенно-осадочных и вулканогенных пород, погребенные рудные месторождения, что сказывается на его рудной специализации.

При переходе системы к регрессивному этапу (рис. 6б) обратный градиент исчезает. В верхней части коры открываются трещины. Зона брекчий, мегабрекчий и объемной трещиноватости, становится благоприятной для циркуляции метеорных и захороненных морских вод. В нижней части блока возрастает всестороннее давление. Появляется прямой градиент напряжений, связанный с литостатической нагрузкой. Магматические очаги получают возможность полностью разгрузиться, путем образования бескорневых интрузий (или дайкового поля) в области осевого тектонического клина. Появляется возможность вертикальной миграции рудоносных флюидов. Давление перегретого флюида может превышать литостатическое давление, что вызывает образование гидроразрывов, брекчирование и диспергирование пород по фронту их движения. В результате формируются трубчатые и дайковые тела рудных брекчий, иногда называемые эксплозивными [Фогельман, 1969; Невский, Фролов, 1985; Ваганов и др., 1985 и др.], флюидизационными, флюидизированными [Cloos, 1941; Рейнольдс, 1954; Туговик, 1974; Голубева, Махлаев, 1994; Голубева, 2003; Чайковский, 2001, 2002 и др.], гидроструктурами [Старостин, 1988]. Такие брекчии часто содержат в той или иной степени окатанный материал, что делает их порой неотличимыми от конгломератов. Специфику оруденения брекчий определяет вещественный состав коры в области формирования и циркуляции «запертых» рудоносных флюидов, и дестабилизированная верхняя мантия. Менее перегретые флюиды и флюиды небольших резервуаров перемещаться с глубоких горизонтов вверх могут посредством расклинивания субвертикальных трещин [Жатнуев, 1995]. Все эти флюиды обеспечивают длительную гидротермальную деятельность регрессивного этапа в блоке отрицательного изгиба коры.

Перемещение вверх магматического расплава и перегретых флюидов переносит на верхние горизонты коры и часть тепловой энергии, что вызывает здесь метаморфические преобразования пород, возможно, даже более интенсивные, чем на прогрессивном этапе, но неравномерные, проявленные только на пути движения теплоносителей. Метаморфизм пород протекает при активном участии флюидов. На карбонатные породы накладываются скарновые процессы (инфильтрационные скарны). Наиболее крупные трещины скалывания играют роль рудоподводящих каналов. В зоне объемной трещиноватости, брекчирования и мегабрекчирования происходит смешение глубинных флюидов с метеорными и морскими захороненными водами, их резкое охлаждение, изменение рН среды и окислительно-востановительного потенциала, рудоотложение в трещинно-пустотном пространстве. Большое развитие получают жильные образования различного минерального состава. Часть рудного вещества переносится и малыми интрузиями. Перенесенная ими тепловая энергия создает локальные контрастные температурные аномалии и усиленную циркуляцию смешанных вод. При охлаждении массивов образуется дополнительное трещинно-пустотное пространство, благоприятное для рудоотложения. Регрессивный этап в блоке отрицательного изгиба является ответственным за рудообразование.

Структурообразующая роль блока отрицательного изгиба изучалась и экспериментально (рис. 11). Данный эксперимент не полностью соответствует блоковой складчатости, поскольку здесь НП зафиксирована пластиковой полоской в основании блока.

Рис.11. Эксперимент по изучению структуро-подготовительной роли зоны сжатия блока отрицательного изгиба на глинистых песках в стеклянной кювете: исходное положение (а), деформации при кривизне изгиба 100 (б), 180 (в) и 300 (г).

Лежачие бока надвигов представлены деревянными брусками, скрепленные в основании с пластиковой полоской, выполняющей роль НП.

Цифры с указателями: 1 - надвиг; 2 - дуплексы скалывания; 3 - зона сдвига; 4 - отслоения; 5 - мегабрекчирование; 6 - взброс.

На раннем этапе (б) образовались надвиг, дуплексы скалывания, антиклинальное поднятие, зона мегабрекчирования и глубинная зона сдвига, которая позднее локализовалась в другую надвиговую зону (в, г). В ее висячем боку образовались дуплексы скалывания, а верхняя часть осложнилась взбросом и антиклинальным поднятием. В характере разрывных деформаций хорошо отражена структуроподготовительная роль блока отрицательного изгиба: формирование рудоподводящих и рудораспределительных каналов, и образование трещинно-пустотного пространства.

В реальной ситуации НП виртуальная и столь значительного прогибания слоев не будет. Чтобы представить такую блоковую складчатость, надо мысленно приподнять правую часть рис. 10б-г почти до горизонтального положения модели, не меняя положение бокового упора. Это увеличит амплитуды смещений по имеющимся трещинам, количество трещин в осевой части и создаст здесь поднятие, но не изменит общий стиль деформаций. Наиболее крупные трещины, достигающие НП, играют роль рудоподводящих каналов. Оперяющие их трещины скалывания служат рудораспределительными каналами, а трещины растяжения, отслоения, зоны брекчирования и мегабрекчирования - благоприятны для рудоотложения.

На рис. 12 и 13 показан субширотный сейсмический профиль через блок отрицательного изгиба (по Соколову и др., 1993) и тектонические клинья, контролирующие рудные тела Zn-Cu сульфидного Сафьяновского месторождения, Средний Урал (сравните с рис. 3, 6, 10 и 11). Предыдущими исследователями, по результатам исследований разведочных скважин, месторождение было отнесено к колчеданному типу, находящемуся в клипе ретрошарьяжа и перемещенному к востоку на 100-130 км [Язева и др., 1992 и др.]. Вмещающие породы датируются D2-3. Время рудообразования оценивается D2-C1. На сейсмическом профиле, пересекающем структуру несколько севернее месторождения, отчетливо виден осевой тектонический клин, состоящий из более мелких клиньев.

Рис. 12. Фрагмент Черноисточинского профиля МОВ (по [Соколов и др., 1993], в интерпретации автора, с упрощениями)

Условные обозначения: 1 - Мурзинско-Адуйский гранито-гнейсовый комплекс (блок положительного изгиба); 2 - зона надвига; 3 - дуплексы скалывания с надвиговой кинематикой; 4 - тектонический клин; 5 - отражающие площадки. Сокращения: М.-А.К. - Мурзинско-Адуйский комплекс; СФЗ - структурно-формационная зона

Рис. 13. Тектонические клинья в северо-западном борту Сафьяновского карьера.

Высота изображенного участка 100 м. Крупный клин состоит из множества мелких клиньев. Верхняя часть многих клиньев завершается пологими зонами брекчирования. Виден тектонический контроль над гидротермально-метасоматическими процессами (осветленные участки).

В глубинной структуре коры ретрошарьяж не проявлен: падающие на запад отражающие площадки упираются в зону надвига восточного падения. В борту Сафьяновского карьера (глубина 120 м), также видна система тектонических клиньев, образованных трещинами скалывания с взбросовой кинематикой. Месторождение расположено в висячем боку Восточного разлома, имеющего западное падение под углом 60-700. Изучение кинематики разлома показало, что он относится к малоамплитудному взбросу. В лежачем боку взброса рудная минерализация прослеживается в интервале 10-20 м, а в его висячем боку - в интервале 200-300 м.

Породы висячего бока разлома сильно тектонизированы, вплоть до образования брекчий, подверглись глубокой гидротермально-метасоматической переработке (окварцеванию, альбитизации, карбонатизации, серицитизации, хлоритизации и каолинизации) и региональному метаморфизму низких ступеней зеленосланцевой фации. Рудная минерализация приурочена к тектоническим трещинам и цементу брекчий. Рудные тела тектонически не нарушены; руды неметаморфизованые. Под месторождением бурением установлены визейские известняки, что можно объяснить мегабрекчированием. Эти и другие данные позволяют сделать выводы, что зона объемной трещиноватости формировалась в условиях горизонтального сжатия. Время события - поствизейское. Рудоотложение происходило в спокойной тектонической обстановке (посттектонической). Радиологические возраста по серицитам дают два максимума: 350 и 267 млн. лет [Язева и др., 1992], что подтверждает данные выводы. Восточный разлом играл роль рудоподводящего канала, а более мелкие разломы являлись рудораспределительными каналами. Тектонические брекчии и трещинно-пустотное пространство служили рудовмещающими структурами. Режим горизонтального сжатия отвечает позднепалеозойской уральской коллизии, а рудоотложение - постколлизионной релаксации системы. Весь фактический материал по геологии и генезису месторождения непротиворечиво укладывается в модель блоковой складчатости. По генезису, данное месторождение правильнее относить к сульфидному эпитермальному типу. В связи с этим, следует пересмотреть перспективы Восточно-Уральской мегазоны на медные и полиметаллические месторождения данного типа.

На Урале к осевым тектоническим клиньям отрицательных структур (рис. 14) приурочены и многие другие рудные месторождения, например, Магнитогорская и Высокогорская группы железоскарновых месторождений Краснотурьинские медноскарновые месторождения и другие.

Рис. 14. Сейсмичес-кий образ Тагильс-кого прогиба по Черноисточинскому профилю МОВ (по Соколову и др., 1993, в интерпретации автора)

Надвиги. Границы блоков, представленные тектоническими зонами с надвиговой кинематикой, также играют большую роль в размещении рудных месторождений. Строго говоря, термин «надвиг» не вполне соответствует тектоническим нарушениям, к которым он применен в данной модели. Роль их другая и более сложная. Термин «надвиг» здесь сохранен только для того, чтобы не вводить новый. Кроме того, на геологических, тектонических и структурных картах разрывные нарушения, разделяющие складки коры, картируются как «надвиги» или «сбросы». Возникновение изгибающих моментов вызывает сложные деформации коры и вращение крыльев надвига, всегда направленное на увеличение углов падения плоскости сместителя. Сколь либо значительные вертикальные перемещения по ним запрещены реактивными силами, рассмотренными выше. Зона надвига при блоковой складчатости характеризуется очень сложным полем напряжений и деформаций (рис. 15). Зона лежачего бока надвига представлена зоной смятия, связанного с куполообразованием (рис. 8). Висячий его бок осложнен дуплексами скалывания (рис. 3). На регрессивном этапе процесса зона надвига становится проницаемой для ювенильных флюидов, имеющих рудную специализацию. Поэтому зона надвига и ассоциирующих с ней деформаций коры играет роль и рудоподводящих каналов, и рудовмещающих структур, что показано многими исследователями [Огородников и др., 2004, 2007; Знаменский, 2008 и др.]. В действительности, поле напряжений в зоне надвига еще более сложное, чем показано на рис. 15. Это связано с анизотропией коры, изостазией, термическим расширением, и другими факторами, усложняющими общее поле напряжений.

Рис. 15. Поля напряжений и характер деформаций в зоне над-вига при блоковой складчатости

1 - НП; 2 - направление смещений в плоскости надвига; 3 - растяжение, связанное с изгибом; 4 - горизонтальное сжатие/вертикальное растяжение, связанные с изгибом; 5 - направление вращения плоскости надвига; 6 - напряжения горизонтального сжатия от внешних источников, проявленные только на участке между НП; 7 - простой сдвиг, связанный с надвигом; 8 - простой сдвиг, связанный с вращением плоскости надвига; 9 - направление движения пластических потоков; 10 - простой сдвиг, связанный с восходящим движением пластических потоков; 11 - простой сдвиг, связанный с внедрением пластических потоков в зону растяжения; 12 - сжатие, того же происхождения; 13 - относительные смещения, связанные с утонением/утолщением зон растяжения/сжатия; 14 - простой сдвиг, связанный с движением вещества в лежачем боку надвига; 15 - простой сдвиг, связанный с изгибом.

Поэтому, зону надвига, разделяющую блоки положительного и отрицательного изгиба коры, правильнее было бы назвать зоной сложных сдвиговых деформаций, с надвиговой кинематикой. Ее основная задача заключается в обеспечении автономного развития разделяемых ею блоков и сохранение квазиплоского состояния коры. К зонам надвигов обычно приурочены протрузии ультраосновных пород. Минерагения зоны частично рассмотрена выше и характеризуется благороднометальной минерализацией [Коротеев, Сазонов, 2005; Знаменский, 2008 и др.]. С ультраосновными породами и пневматолито-гидротермальными процессами связаны месторождения изумруда (Малышевское) и демантоида (Каркодинское, Хризолитка, Бобровское и др. на Среднем Урале).

Завершение общекоровой блоковой складчатости. Деформации коры происходят в результате действия внешних тектонических сил, вызывающих одноосное горизонтальное сжатие земной коры. Нижняя кора пластичная и неспособна передавать тектонические напряжения на большие расстояния. Эту функцию выполняет верхняя упругая кора. В процессе развития блоковой складчатости и связанных с ней деформаций горизонтального сокращения/вертикального утолщения, верхняя кора проскальзывает по кровле нижней коры, на величину ее горизонтального сокращения. Максимальные деформации происходят вблизи источника тектонических напряжений и здесь будут максимальные ее горизонтальные проскальзывания. Вся кора испытывает деформации простого сдвига (рис. 3D). В конечном итоге границы нижней коры нивелируются, и ранее образованные неровности поверхностей Мохо и Конрада становятся мало заметными. Участки «тектонических срывов» возникают и непосредственно в самой нижней коре.

В процессе деформации реологические свойства пород непрерывно меняются, что немедленно отражается и на характере самих деформаций [Талицкий, 2002; Гончаров и др., 2005 и др.]. В результате разогрева нижней части коры, упругая (холодная) часть коры сильно уменьшается по толщине и теряет способность передачи напряжений на расстояния. В условиях повышенного температурного градиента, вызванного деформациями, верхняя кора в процессе блоковой складчатости испытывает деформации простого сдвига в горизонтальной плоскости. Модуль сдвига для пород верхней коры зависит от многих факторов и сильно меняется по вертикали, особенно в результате разогрева ее нижней части. Деформации простого сдвига максимальные около ее подошвы и минимальные в верхней части разреза. Это приводит к дополнительному вращению и искривлению плоскостей надвигов, разделяющих блоки разного знака. В конечном итоге плоскости надвигов противоположного падения становятся субпараллельными и приобретают падение в одну сторону, в направлении активной плиты. В результате этого, общекоровая блоковая складчатость эволюционирует в чешуйчато-надвиговую систему. Сходство с волнообразным продольным изгибом коры сохраняется лишь в периодическом чередовании блоков различного уровня метаморфизма и петрографического состава.

Завершение блоковой складчатости сопровождается разрушением раннее образованных МПИ и образованием новых, преимущественно нерудных, метаморфогенных МПИ. В качестве примеров незавершенной складчатости можно назвать Урал, Аппалачи и другие мобильные пояса, некоторые участки платформенных областей, богатые рудными полезными ископаемыми. Примерами завершенной складчатости могут быть Беломоро-Лапландская коллизионная зона и Центральное плато на Мадагаскаре, бедные рудными полезными ископаемыми.

4. Различия в минерагении коллизионных поясов и активизированных платформенных областей обусловлены, преимущественно, геологической предысторией и разницей в скорости деформации при блоковой складчатости.

Известно, что минерагения мобильных поясов и активизированных окраин платформ существенно отличаются. Причин тому много и главной из них является геологическая предыстория. В мобильных поясах в доколлизионное время накапливаются мощные толщи вулканогенно-осадочных, вулканогенных и магматических пород, обогащенных различными рудными элементами. В результате блоковой складчатости происходит ремобилизация, направленная миграция и переотложение рудного вещества, с образованием промышленных концентраций. В платформенных областях осадочный комплекс представлен преимущественно терригенными, терригенно-осадочными и карбонатными породами, с низкими концентрациями рудного вещества, а кристаллический фундамент сложен преимущественно глубокометаморфизованными сиалическими породами. Эти факты хорошо известны в геологии и традиционно используются при прогнозировании.

Блоковая складчатость вносит свой вклад в эту картину. Вблизи индентора скорости деформации выше. Роль скорости деформации в блоковой складчатости рассмотрена ранее [Кисин и др., 2002]. Суть ее заключается в том, что повышение скорости деформации вызывает смещение НП в сторону увеличения толщины зоны растяжения. Соответственно, зона сжатия в блоке положительного изгиба имеет пониженную толщину, ускоренную релаксацию напряжений, меньшее поглощение тектонической энергии и повышенный градиент стрессовых напряжений. Повышенные скорости деформации характерны для мобильных поясов и рассмотрены выше.

Платформенная кора, расположенная перед коллизионным фронтом, наиболее удалена от индентора, характеризуется повышенной толщиной и жесткостью. Скорости деформации здесь пониженные и НП смещена, в пользу увеличения зоны сжатия. Возрастание этой зоны - увеличивает время релаксации напряжений. Метаморфизм пород в зоне сжатия блока положительного изгиба протекает при повышенных давлениях и сопровождается «осушением» системы. Флюиды относятся к сильно восстановленным и, в результате действия прямого градиента напряжений, отжимаются вверх. Движение флюидов осуществляется путем гидроразрыва и диспергирования пород. Диспергированная порода также вовлекается в движение, образуя катакластические потоки, насыщенные флюидами. Давление в голове колонны потока поддерживается глубинным корнем. Протекают различные механохимические реакции, с образованием новых минералов [Чиков, 1988; Леонов М. и др., 2000 и др.]. При достижении потоком зоны растяжения, раскрываются трещины, формируются дайки и диатремы эруптивных брекчий. Материал брекчий представлен породами нижней коры, сиалического фундамента, осадочного чехла и новообразованных минералов. В качестве полезных минералов, здесь можно ожидать появление алмазов (унаследованное развитие на выступах фундамента, восстановленные флюиды и высокие давления).

Согласно принципу унаследованности, блоки отрицательного изгиба наследуют древние депрессии различного происхождения, с увеличенной мощностью осадочного чехла. Зона сжатия изгиба также увеличена по толщине. Породы осадочного чехла испытывают горизонтальное сжатие в условиях действия обратного градиента стрессовых напряжений. Самые верхние горизонты подвергаются мегабрекчированию, переходящие с глубиной в зону бескорневой складчатости. Возникают аномальные пластовые давления. Имеет место региональный низкотемпературный метаморфизм в условиях повышенного давления, нарушающий обычную метаморфическую зональность погружения осадочных пород. Можно предположить, что это способствует генерации углеводородов (УВ) и метаморфизму углей. Обратный градиент стрессовых напряжений удерживает УВ на глубине, не препятствуя их латеральной миграции и накоплению в структурных ловушках. В качестве структурных ловушек могут выступать положительные структуры (антиклинали) зоны бескорневой складчатости. Но наибольший интерес в этом плане представляет осевой тектонический клин. В процессе деформации он испытывает горизонтальное сжатие и вертикальное растяжение, что сопровождается бескорневой складчатостью и образованием многоуровневых плащеобразных полостей отслоения или брекчирования, соединенных системой трещин скалывания. Структурные ловушки для УВ возникают и в висячем боку надвигов, где они представлены антиклинальными вздутиями, с полостями отслоения в ядре (рис. 11). При неглубоком залегании кристаллического фундамента - трещинно-пустотного пространство формируется непосредственно в нем, в области тектонического клина. Судя по литературным данным [Арешев и др., 1997; Леонов М., 2008], такой структурой характеризуется месторождение Белый Тигр во Вьетнаме, приуроченное к Центральному горстовому поднятию Меконгской впадины.

Образование запертых магматических очагов и рудоносных флюидов, в зоне растяжения блока отрицательного изгиба, весьма вероятно и для платформенной коры. Этому способствует большая продолжительность действия обратного градиента, ведущего к аккумуляции тепловой энергии тектонического и мантийного происхождения. Они относятся к наиболее глубоким коровым магматическим очагам и флюидным резервуарам. Их рудная специализация обусловлена преимущественно ремобилизацией рудных компонентов нижней коры и поступлением материала из верхней мантии.

Анализ материалов по Восточно-Европейской платформе на прилегающей к Уралу площади позволил создать рабочую схему ее структурного плана, связанного с динамическим влиянием позднепалеозойской уральской коллизии [Кисин, 2008]. На основании этой схемы и модельных построений на блоках положительного изгиба автором прогнозировались эруптивные брекчии, возможно, с алмазами. Проведенные исследования на площади Кунгурско-Красноуфимского позднепалеозойского свода (ККС), позволили выявить эруптивные брекчии и некоторые минералы-спутники алмазов [Кисин, 1998-2008; Кисин и др., 2002б]. Площади ККС соответствует минералогическая аномалия в рыхлых отложениях, представленная комплексом минералов метаморфической ассоциации (ставролит, дистен, силлиманит, корунд и др.). На площади свода выявлены локальные ассоциации минералов ультраосновного парагенезиса (серпентины, оливин, хромшпинелиды, пироксены, амфиболы и др.); материал эксплозивного происхождения: стёкла, шлаковые частицы, магнитные шарики, самородные металлы и их сплавы (железо, свинец, олово, медь, хром и др.), силициды, муассанит, аномальный по составу корунд и др. К гидротермальным минералам отнесены кварц, пирит, крокоит, сидерит и др. Смежная с запада площадь характеризуется циркон-гранат-эпидот-магнетитовой ассоциацией минералов. К востоку от ККС, для Предуральского прогиба типична гранат-амфибол-магнетитовая ассоциация. Для многих минералов с площади свода характерны глянцевые поверхности и коррозионное растрескивание. Исследования показали, что минеральные ассоциации ККС имеют местное происхождение и ограничены границами структуры.

Кровля кристаллического фундамента находится на глубине около 3 км. Осадочный чехол представлен преимущественно карбонатными породами позднепалеозойского возраста. Первое появление данных минеральных ассоциаций на площади ККС отмечается в дырчатых брекчиевых известняках кунгурского возраста, слагающих пластообразные и дайкообразные тела. Исследования показали, что данные брекчии образовались в результате сильной дегазации земной коры и разрыхления пород верхних горизонтов осадочного чехла, насыщения их водой, газами (возможно, с образованием газогидратов) и глубинными ксеноминералами. Наличие древесного минерализованного угля указывает на образование брекчий в условиях суши. Дешифрированием современного рельефа в апикальной части свода выявлены кольцевые структуры, диаметром до 6 км. Их тектоническая природа подтверждается деформациями известняков в Пудлинговском щебеночном карьере, расположенном вблизи такого разлома. Дешифрированием аэрофотоснимков выявлено 15 структур радиально-лучистого строения, расположенных около другого кольцевого разлома. Они обычно приурочены к вершинам небольших возвышенностей и имеют центральную депрессию диаметром от 10 до 400 м, от которой по радианам расходятся лучи. Исследования показали, что эти структуры сформировались в результате крупных газовых прорывов и являются диатремами эруптивных брекчий (рис. 16). Радиально-лучистая структура обусловлена зонами трещиноватости в известняках. Для центральных депрессий характерны наиболее высокие содержания метаморфических минералов на площади свода. Имеются находки древесного минерализованного угля, графита и мелких обломков пород фундамента. Время формирования оценивается как послеартинское.

Рис. 16. Фрагмент аэрофотоснимка с РЛС № 2-4 и результаты дешифрирования

Светлое - грунтовая дорога, рядом - УЖД и дренажные канавы. Мелкая полосчатость - лесопосадки. Светлые «оспинки» - карстовые воронки. Ширина изображенного участка 1,1 км

Минералы-спутники алмаза встречаются редко. В шлиховой пробе найден пироп, по составу отвечающий пиропам алмазоносных лерцолитов (на ЮЗ границе свода параметрической скважиной на глубине 3,4 км перебурено тело лерцолитов мощностью около 7 м). Выявлены локальные аномалии альмандин-пиропов, часть из которых соответствует парагенезису алмазоносных эклогитов. Имеются высокохромистые хромпикотиты. Содержание Cr2O3 в «корунде» эксплозивной ассоциации минералов достигает 34 масс.%. В рубинах, наблюдаемых в качестве включений в Бразильских алмазах, содержание хрома также аномальное и достигает 19 масс.% [Hutchison et al., 2004]. В серпентинитах установлен пирофанит, по составу близкий к сенаиту из алмазоносных россыпей Бразилии. Самородные металлы, муассанит, силициды железа описаны и на месторождениях алмазов [Самородное металлообразование…, 1991; Соболев и др., 2003]. Это позволяет считать площадь ККС перспективной на обнаружение коренных источников алмазов.

Минеральные ассоциации ККС почти идентичны таковым для мезокайнозойских алмазоносных россыпей Западного склона Урала бассейна р. Чусовой, расположенных непосредственно к СВ от свода [Кухаренко, 1955; Чайковский и др., 2003 и др.]. Время эруптивного магматизма на своде относится к кунгурскому времени ранней перми. В позднемеловое время на данном отрезке Урала существовал морской пролив [Папулов, 1972], и материал мог переноситься со свода на восток. Схожая минералогия отмечается и на Коми-Пермяцком своде, расположенном к СЗ и отделенном от ККС Осинской впадиной. В последние годы здесь выявлены минералы-спутники и мелкие алмазы [Осовецкий, 2007 и др.]. Не исключаются их местные источники.

В качестве примера блока отрицательного изгиба платформенной коры в диссертации рассматривается Осинская впадина Камско-Бельского прогиба, унаследовано развивавшаяся на Калтасинском рифейском авлакогене и испытавшая различные геодинамические режимы. Отнесение ее к блоку отрицательного изгиба позднепалеозойского времени основано на результатах анализа материалов по глубинному строению. Впадина осложнена осевым горстовым поднятием, Осинским блоком, который выделяется по всем горизонтам палеозоя и рифея. На поверхности кристаллического фундамента ему соответствует горстовое поднятие амплитудой 1,5 км [Шершнев, 1970]. Дешифрирование космоснимков показало наличие в осевом блоке кольцевых и дугообразных линеаментов, фиксируемых речными долинами. Долины речек асимметричные: внешние борта широкие и пологие, а внутренние узкие и крутые. Согласно теоретическим построениям, эти линеаменты могут отвечать кольцевым разломам, падающим к внутренней части блока (тектонические клинья). Исходя из этого, предполагается, что к ним может быть приурочен дайковый комплекс и/или интенсивная гидротермальная деятельность. Проведенные автором геохимические исследования аллювиально-делювиальных глин, из данных речных долин, показали наличие здесь контрастной геохимической аномалии (относительно глин платформенных областей, по Н.А. Григорьеву [2003] и В.И. Ваганову и др. [2001]). Содержания Cr и As превышают их на порядок, Ni 2-3 раза, Se и Te на 2 порядка, Au на 3 порядка, Hg в 2 раза. Глины Осинского блока обеднены Р на 2 порядка, Sc на порядок, Rb, Th, U в 2-5 раз. Соотношение между Au и Hg постоянное, отличное от смежных площадей, что может указывать на их местные источники. Аномальные содержания As, Se и Te обычны для коренных источников золота [Коротеев, Сазонов, 2005 и др.]. Шлиховое опробование показало наличие здесь и минералогической аномалии. Тяжелая фракция шлихов резко обогащена магнетитом и эпидотом, с постоянной примесью циркона и граната. Циркон и гранат однотипные и характеризуются низкой степенью механического износа поверхности. В шлихах отмечается золото и киноварь. Ранее М.Б. Осовецким (устное сообщение) здесь найдена самородная ртуть. Гравийно-галечный материал на 30-50% состоит из субвулканических образований, представленных породами от дацитов до гранит-порфиров, со щелочным уклоном. Их геохимия и минеральный состав близки к выявленным на блоке аномалиям. В направлении Урала содержание вулканогенного материала в галечниках быстро падает до 3%, а состав тяжелой фракции шлихов меняется на магнетит-амфибол-гранатовый. Таким образом, эти и другие данные не противоречат предположению о возможности нахождения здесь и дайкового комплекса. Осинский блок, несомненно, представляет интерес для поисков рудных месторождений и, прежде всего золота.

К Осинскому блоку приурочено крупное одноименное месторождение нефти. Исходя из представлений об осевом тектоническом клине и его структуроподготовительной роли, месторождения УВ здесь могут быть многоуровневыми. В настоящее время Урал и прилегающий к нему участок Восточно-Европейской платформы испытывают субширотное горизонтальное сжатие [Алейников и др., 1988; Кашубин, 2001; Блинова, 2003; Юдахин и др., 2003; Копп и др., 2008 и др.]. Блоковая складчатость на данной площади относится к незавершенной и, соответственно, испытывает активизацию. Это отражается в неотектоническом обновлении рельефа и слабой сейсмической активности глубинных разломов. В блоках отрицательного изгиба, в т.ч. в Осинской впадине, действует обратный градиент стрессовых напряжений, что способствует созданию аномальных пластовых давлений и сохранности месторождений углеводородов.

Таким образом, платформенная кора в зоне динамического влияния орогенов также подвергается структурированию и блоковой складчатости. Низкие скорости деформации, принцип унаследованности и вещественный состав коры определяют минерагению блоков.

Заключение