127_p2487-01_D3_856

многостадийно. Основная масса брекчиевых тел сформировалась в дорудный период. Син- и пострудные эксплозивные тела находятся на некотором удалении от центра вулканоструктуры, располагаясь в узлах пересечения крупных тектонических нарушений СЗ и СВ простирания. Общая динамическая ситуация, характерная для третьего периода, была аналогичной тектоническому режиму, существовавшему во второй период. Отличие заключалось в том, что локальное субвертикальное сжатие дополнялось активным субмеридиональным сжатием всей территории.

Четвертый период (позднеюрский) является собственно рудным. Он характеризуется крайней неустойчивостью геодинамических режимов и их частой сменой. В рудном периоде выделяются три крупных этапа структурной перестройки.

Этап 1. Отмечается новый этап усиленного роста купольного сооружения (рис. 130, IV- 1). Он, вероятно, связан с закупориванием центральных магмовыводящих, эксплозивных и рудоподводящих каналов. Это привело к повышению общего магматического и флюидного давлений в центре купола и инъецированию высоконагретых гидротерм в направлении к периферии постройки. В итоге здесь сформировалась серия небольших жил с относительно высокотемпературными кварц-молибденитовыми, кварц-пиритовими и кварц-турмалин-пиритовыми минеральными ассоциациями, содержащими в повышенных количествах вкрапленность арсенопирита. После релаксации внутренних напряжений рост купола завершился просадкой отдельных секториальных блоков, находящихся на его крыльях.

Этап 2. Отмечается усилением обстановки регионального северо-западного сжатия и подновления основных широтноориентированных взбросо-надвиговых структур. Несколько позднее, при изменении ориентировки вектора тектонического сжатия на субширотное, происходит трансформация взбросовых структур СВ простирания в сдвиговые (рис. 130, IV-2). При этом гидротермальная деятельность постепенно стала охватывать и центр постройки, минерализуя межблоковые зоны, где и сформировалась серия магистральных жил, несущих полиметаллическую минерализацию (ж. Главная, ж. Ново-Кузнецовская).

Этап 3. На фоне наметившейся некоторой разрядки напряжений регионального ПТН начинается этап активной компенсационной просадки центральных и периферийных частей ВКС (рис. 130, IV-3). Опускание сегментарных, линейных и секториальных блоков носило характер сбросов листрического типа, характеризующихся большой амплитудой шарнирных перекосов. В это время гидротермальная деятельность знаменовалась поступлением по системам изолированных каналов-отдушин высококонцентрированных золотосодержащих растворов, отложивших в короткометражных жилах богатую золото-сульфосольную минерализацию. Часть данных высокозолотоносных растворов затекала и в призальбандовые части магистральных жил, формируя в них узкие субвертикального типа богатые золотоносные столбы. В целом в рассмотренный период структура Дарасунской ВКС в редуцированном виде как бы вкратце повторила весь свой путь предыдущего развития с первого по третий периоды. При этом она также трансформировалась от купольного типа структур до блоковых структур.

Пятый период (пострудный) характеризуется отмиранием очагового центра Дарасунской ВКС, восстановлением структурного плана субмеридионального регионального ПТН с активизацией взбросо-сбросовых блоковых перемещений (рис. 130, V).

Косвенно о многоэтапности тектонических подвижек, происходивших во внутрирудный этап, свидетельствуют и данные по ориентировке тектонических борозд скольжения. Их многочисленные и разноориентированные системы часто фиксируются в плоскости одних и тех же рудных тел. Установлено, что кварцевые зеркала, т. е. сформированные на плоскостях кварцевых жил и прожилков, фиксируют подвижки относительно ранних, чаще внутрирудных смещений, а «сульфидные», «кальцитовые» и тектонические зеркала по глинкам трения – это есть позднерудные и пострудные образования. Данными структурно-временными особенностями указанные типы тектонических зеркал отличаются от тектонических зеркал Талатуйского, Карийского и Любавинского месторождений. На этих месторождениях, несмотря на политипность оруденения, все они сформировались близко одновременно, соответствуя одному из самых поздних и активных структурных планов деформирования. Вероятно, причина выявленного различия проста – на тех месторождениях, где по контактам рудных тел отсутствовали значимые по интенсивности поздние тектонические смещения, на них в неизменном по ориентировке виде сохранились самые ранние борозды (Дарасунское, Балейское). Там же, где такие тектонические напряжения были значительными, все штрихи на ранних зеркалах

210

скольжения не сохранились, затушевавшись структурным планом позднего этапа деформирования. В пользу данного заключения свидетельствует полная сохранность друзовых текстур руд ранних генераций по жилам первого типа месторождений и отсутствие таких сохранных текстур – по вторым.

В итоге проведенного палеоструктурного анализа, включающего в себя реконструкцию ориентировок ОГНН для каждого этапа развития структуры Дарасунского месторождения, появляется возможность всю последовательность тектонических событий представить в виде траектории оси 3. В данном случае выбор оси 3 обусловлен тем, что формирование структуры Дарасунского месторождения происходило в условиях взаимодействия геодинамических обстановок тангенциального сжатия территории с обстановками локального одноосного сжа- тия-растяжения, наведенными инъективным тектоногенезом.

Всего в истории развития рудоконтролирующих структур Дарасунского месторождения начиная со второго периода и до шестого (пострудного) на общей траектории тектонических событий выделяется 14 возрастных «реперных точек», т. е. гномопроекций оси 3 (рис. 131). Среди многообразия реперных точек выделяются базовые (стационарные) и регулярные (промежуточные). Базовые – это гномопроекции, которые соответствуют геодинамическим обстановкам либо стационарного по ПТН типа развития структур месторождения, либо указывают на резкое изменение вида тектонического режима деформирования. К реперным точкам, соответствующим местам перелома траектории, относятся точки № 1, 3, 4, 8, 10, 12, 13 и 14. Регулярные точки отвечают промежуточным состояниям деформируемой системы, плавно развивавшейся между двумя сходными фазовыми обстановками – это точки № 2, 5, 6, 7, 9, 11, 13.

Реперная точка № 1 соответствует второму периоду развития структуры месторождения (субмеридионального сжатия и появления субширотных надвигов). Реперные точки № 3 и 4 отвечают третьему периоду, в течение которого произошло становление интрузий Дарасунского штока плагигранит-порфиров. Четвертому, т. е. рудному периоду, соответствует точка № 8 («пропилитовая» стадия), точка № 10 (кварц-молибденитовая, кварц-турмалиновая и колчеданная стадии), точка № 12 (полиметаллическая стадия) и точка № 13 (золото-сульфосольная стадия). Пятый (пострудный) период (реперная точка № 14) знаменует собой восстановление исходного, т. е. взбросового ПТН, ранее фиксировавшегося реперными точками № 1 и № 2.

Рис. 131. Синоптическая сферограмма ориентировки оси 3 от дорудного (репер-точка № 1) к пострудному (репер-точка № 14) периодам в ходе формирования и подновления рудоконтролирующих структур Дарасунского месторождения.

1–4 – граммапроекции рудоконтролирующих структур: 1 – жил Ново-Кузнецовской (а) и Главной (б), 2 – северо-западных жил и зон сульфидных прожилков, 3 – даек плагио- гранит-порфиров, 4 – зоны Главного сброса; 5 – траектория миграции оси 3 между базовыми (основными) реперточками и номера промежуточных (регулярных) точек; 6 – гномопроекции базоцентрированных репер-точек и их номера.

Номера репер-точек и соответствующие им диаграммы трещиноватости:

репер-точка № 1 (диаграммы: Д-41 – ж. Удачная; Д-1 и Д-7 – ж. Апофиза Удачной), № 2 и № 3 (Д-14 – ж. Удачная; Д-1 – ж. Июльская; ж. Ново-Кузнецовская); № 4 (Д-6 – ж. Ново-Кузнецовская), № 5 (Д-10 – ж. Крестово-Мартовская), № 6 (Д-18 – ж. Удачная), № 7 (ж. Удачная), № 8 (Д-5 – ж. Июльская), № 9 (Д-1 – ж. Апофиза Удачной), № 10 (Д-66 – ж. Удачная), № 11 (Д-14,а – ж. Удачная), № 12 (Д-8 – ж. Апофиза Удачной), № 13 (Д-11 и Д-10 – ж. Июльская), № 14 (Д-56 – ж. Главная). Пояснения в тексте

211

Анализ общей траектории тектонических событий показывает, что соседние базоцентрированые реперные точки отстоят друг от друга на угловые расстояния около 90°. Отмеченный факт означает, что при перестройке структуры месторождения идет ортогональная смена местоположения ОГНН его тектонического поля. Причем основным мотивом такого развития структуры месторождения является часто повторяемый возврат (реверсирование) динамических обстановок из субмеридионального тангенциального сжатия в обстановки одноосного субвертикального сжатия. Указанная закономерность в рассматриваемый этап развития (начиная с конца среднеюрского периода) нарушилась лишь однажды, а именно в раннерудный период (интервал между реперными точками с № 5 по № 9). При этом активной была обстановка субширотного тангенциального сжатия. Именно данная обстановка привела к подновлению и разрастанию северо-восточных и северо-западных рудоконтролирующих систем, заложенных в один из ранних этапов развития структуры месторождения. Тектонические узлы пересечения таких СВ и СЗ, но уже подновленных систем, выступили в качестве флюидоподводящих каналов, а линии их сопряжения определили местоположение рудных столбов субвертикального типа.

Подобный мотив и направленность развития тектонических событий устанавливается и при анализе схем этапности формирования блоково-купольных структур Дарасунской ВКС (рис. 130, б). В отличие от схемы развития этапности рудной минерализации (рис. 131), на первой схеме траектория миграции оси 3 выглядит более сглаженной. Причина данной сглаженности, вероятно, состоит в фиксировании закономерностей развития структур регионального уровня, структурные планы которых уже не подвержены мелким осложняющим флуктуациям.

Следовательно, рудообразующая система в своем развитии еще раз, но в более быстром темпе повторила путь, пройденный ею при развитии структур от момента зарождения до момента полного отмирания Дарасунской ВКС.

История формирования структуры Карийского рудного поля. Как указывалось в разделах 2.4.2 и 2.6.6, рудолокализующие структуры Карийского рудного поля формировались за счет эндогенной активности Кара-Чачинского гранодиоритового массива, явившегося центром Карийской ОКС и локальной вулкано-кольцевой структуры Золотой Лог, которая сформировалась над субвулканическим телом грорудитов. В совместном проявлении ОКС и ВКС, располагаясь над одним крупным центром тектоно-магматической активности, составляют основу Карийской РМС.

Развитие рудоконтролирующих структур Карийской РМС началось до периода внедрения карачачинских гранитов, т. е. в доинтрузивный период, когда на фоне преобладающего субмеридионального регионального сжатия территории начали закладываться сначала эруптивные, а после инъекции магматических масс и эксплозивные аппараты центрального типа. С их функционированием, т. е. разнообразными процессами внедрения разнотипных магм, в пределах рудного поля начала господствовать обстановка локального поля субвертикального сжатия (см. рис. 82, Н-1), обусловленная энергетической активностью данного очагового центра.

Смена высокотемпературных минеральных ассоциаций более низкотемпературными, наблюдающаяся около Кара-Чачинского массива, указывает на то, что центр рассматриваемой РМС выступал в качестве рудогенерирующей и рудораспределяющей структуры. Развивающиеся вблизи подобных кольцевых структур кварц-молибденитовые и кварц-турмалиновые жилы несут следы динамического воздействия ПТН инъективного типа. Для рудного периода первоначально – это условия вертикального растяжения с развитием трещин отрыва и взбросов, а затем – горизонтального растяжения и сбросовых перемещений. С последней структурной перестройкой, как правило, связано отложение продуктивных золото-турмалин- полисульфидных ассоциаций.

Последующее формирование локальной кольцевой структуры Золотой Рог, с развитием в ее центре грорудитового магматизма и вулканизма, привело к наложению более поздней полуконцентрической рудной зональности золото-актинолит-магнетитового оруденения на золо- то-кварц-турмалиновую зональность, возникшую в температурном поле Кара-Чачинской интрузии. В связи с этим в рудных телах Карийского рудного поля отмечается пространственное совмещение руд двух разновозрастных золоторудных ассоциаций, часто образующих продольную и поперечную рудную зональность.

Имеющаяся в рудном поле отчетливая продольная рудная зональность исследователями этого месторождения описывалась неоднократно [Литвинов, Ляхов, Попивняк, 1975; Поло-

212

хов, Евсеев, Грабеклис, 1977; Спиридонов, Зорина, Китаев, 2006]. Она состоит в том, что с южного фланга к северному в рудном поле идет смена высокотемпературных минеральных ассоциаций более низкотемпературными. Эта рудная зональность хорошо корреспондируется с подобной структурной зональностью, выраженной в последовательном разрастании в направлении к северному флангу трещинно-жильных систем. Поперечная зональность, обнаруженная автором, носит стадийный характер и заключается в омоложении минеральных ассоциаций руд месторождения с западного фланга на восточный, т. е. в сторону Пильненского месторождения. В указанном направлении в рудовмещающих структурах рудного поля отмечается постепенное выполаживание углов падения рудных жил, даек и систем разрывов с 75–80° до 35–45°. В соответствии с отмеченным выше идет и увеличение амплитуд взбросо-надвигового перемещения по тектоническим плоскостям. Этот факт объясняется усиливающимся в данном направлении динамическим воздействием шовной зоны Пильненского надвига, одной из самых крупных рудоконтролирующих дизъюнктивных структур района.

Вэтом плане не менее важной проблемой становится оценка роли блоковой тектоники Карийского рудного поля и установления не только относительных амплитуд вертикального перемещения, но и геологической истории развития данной территории. Первыми величину эрозионного среза различных тектонических блоков Карийского рудного поля пытался оценить В. Е. Тупяков [Тупяков, Широких, Розов, 1982]. Однако из-за неверной исходной посылки, что золото-актинолит-магнетитовое оруденение относится к наиболее ранним и более глубинным проявлением рудного поля, т. е. сформировалось гораздо раньше турмалиновой ассоциации, ее нельзя признать оправданной. Многочисленные факты пересечения кварцтурмалиновых рудных тел дайками грорудитов и жилами кварц-альбит-актинолит- магнетитового состава, приводимые многими исследователями Карийского месторождения, доказывают обратное.

По данным редкоэлементного состава грорудитов [Залуцкий, Летунов, 1984], их магматический очаг, по мнению В. В. Залуцкого и С. П. Летунова [1989], обладал несомненной геохимической независимостью от пород амуджиканской серии. Золото-актинолит-магнетитовое оруденение, связанное с грорудитами, несет в себе черты парагенетической связи с щелочным магматизмом, обогащенным рядом редких элементов (Li, W, Sn), при аномально низких содержаниях F, Rb, Ba и Sr, что характерно для пород нерчуганского комплекса. С амуджиканской серией связываются дайки гибридных порфиров, кварц-молибденитовое и золото-кварц- турмалиновое оруденение, а сами граниты специализированны на Sr, Rb, Ba Mo, B, F, Pb, Cr, Ni. Этот геохимический тип характерен для производных латитовых магм [Геохимия мезозойских латитов …, 1984; Спиридонов, Зорина, Китаев, 2006 и др.]. Материалы по тектонике малых форм [Летунов, 1984 и 1989] также подкрепляют вывод об автономии золототурмалинового и золото-актинолит-магнетитового типов оруденения. С учетом этих выводов приводятся палеотектонические реконструкции обстановок рудоотложения.

Вистории формирования структуры Карийского рудного поля выделено три крупных

этапа: – триас-раннеюрский, – средне-позднеюрский, – позднеюрско-раннемеловой, которые, в свою очередь, подразделяются на ряд подэтапов (рис. 132) [Летунов, 1989]. Основным мотивом развития рудоконтролирующих структур рудного поля является динамическая автономия тектонических планов инъективных форм (Ивановской купольной структуры) и дизъюнктивных структур. В последнем типе главной является зона Пильненского сдвиговзбросового дуплекса, определявшего чешуйчато-блоковое строение не только в Карийском рудном районе, но и во всем Пришилкинском геоблоке.

Этап (триас-раннеюрский). Он ознаменовался активными сдвиго-взбросовыми перемещениями по Пильненскому надвигу и оперяющим его разломам, что отразилось в формировании крупных магмоконтролирующих структур. Основной из них является Аникинская вулканическая впадина кальдерообразного типа. Вулканогенно-осадочные отложения последней (куйтунская свита), по-видимому, имевшие достаточную мощность (свыше 0,5 км), бронировали магматические и рудоподводящие каналы по центру постройки. По периферии покровной структуры произошло внедрение ряда субвулканических тел, сложенных лавобрекчиями и лавоконгломератами дацитового состава, и формирование маломощных жил кварцмолибденитового состава.

213

Изучение автором систем мелкой трещиноватости, развитой в зоне Пильненского надвига на интервале в 8 км, проведенное от верховьев р. Кары до месторождения Пильное, позволило установить господство в шовной зоне рассматриваемого разрыва условий северозападного сжатия (рис. 132, ). Данным обстоятельством вызвано явление надвигания северного борта Аникинской впадины на ее центральную часть. При этом в аллохтонном крыле в ряде случаев обнажились верхнеархейские супракристаллические породы олекминского комплекса.

Этап (средне-позднеюрский). Отличается массовым гранитоидным магматизмом и наложением на линейно-блоковые формы инъективных структур Карийской ОКС. Кульминацией данных событий стало формирование в ареале Кара-Чачинского массива процессов калишпатизации, турмалинизации и пропилитизации, проявленных вдоль отдельных тектонических зон. В контурах рудных участков процессы пропилитизации приобретают площадной характер, резко усиливаясь вблизи рудных тел (эпидот, альбит, серицит, хлорит, биотит и др.). Параллельно в разных формах проявились и процессы криптовулканизма. В зависимости от тектонического режима развития структур Карийской ОКС обособляется три тектонических стадии: а) предынтрузивная, б) интрузивная, в) контракционная (рис. 132, этап , стадии а, б, в).

В прединтрузивную стадию, в связи с зарождением на рассматриваемой территории обширных очагов палингенного расплавления внутрикорового типа, над ними образовывались пологие сводово-купольные поднятия. В рассматриваемом районе, в пределах Карийской (КараЧачинской) ОКС, оформилась структура второго порядка – Ивановский купол (рис. 132, а).

Рис. 132. Основные этапы формирования структуры Карийского рудного поля: I – нижнеюрский, II – средне-верхнеюрский (подэтапы: а – прединтрузивный, б – интрузивный, в – контракционный); IIIа – верхнеюрско-нижнемеловой (подэтапы: а – «грорудитовый», б – пенепленизации). Составил С. П. Летунов.

1 – граниты Пильненского массива (PR2); 2 – монцограниты амананского комплекса (J1); 3 – вулканиты куйтунской свиты (а), б – дайки гибридных порфиров (б); 4 – тела эксплозивных брекчий; 5 – гранитоиды Кара-Чачинского массива; 6 – дайки грорудитов; 7 – дайки лампрофиров; 8 – кора выветривания; 9 – рудные тела (Ty – турмалиновые, Q-Ty – кварц-турмалиновые, Cy – сульфидные, act-mgt – актинолит-магнетитовые, Pв-Zn – полиметаллические); 10 – опущенные кольцевые блоки; 11 – приподнятые жесткие блоки; 12–15 – разрывные нарушения: 12 – взбросы (а), сбросы (б), 13 – сдвиги, 14 – разломы первого (а) и второго (б) порядков, 15 – зоны катаклаза; 16–17 – границы купольных структур: 16 – внешняя, 17 – внутренняя; 18 – эллипсоид деформации; 19 – оси сжимающих (а) и растягивающих (б) тектонических усилий

214

При этом в его кровле произошло становление серии докарачачинских даек гибридных порфиров и редких тел сливных кварц-турмалиновых метасоматитов, приуроченных к радиальной системе трещин отрыва и сколам сбросового типа. Как отмечалось выше (разд. 2.6.6), их формирование охарактеризовалось господством тектонического поля вертикального сжатия. Вторая (интрузивная) стадия развития Карийской ОКС выразилась в прорыве из остывающего неглубокозалегающего промежуточного очага порций остаточной гранитной магмы, что привело к обособлению в Ивановском куполе внутреннего интрузивного ядра. По мере раскристаллизации гранитоидов оформилась связанная с ними кварцево-жильная редкометалльная минерализация, а также произошло становление комплекса посткарачачинских даек гибридных порфиров (рис. 132, б). Несколько позднее сформировались и кварцтурмалиновые тела, рудоподводящими каналами для гидротерм которых выступили аппараты эруптивно-эксплозивных трубок взрыва. Как этими дайками, так и рудными телами унаследовался ранее заложенный радиальный план трещиноватости, вектор сжимающих усилий которых, в отличие от первого этапа внедрения, приобрел уже субгоризонтальную ориентировку. В связи с указанным, в контурах месторождения произошла трансформация сбросового тектонического поля в сдвиговое. Третья, т. е. контракционная, стадия сопровождалась продольным по отношению к границам Кара-Чачинского массива горизонтальным сжатием тектонических блоков, находившихся на северо-западном фланге Ивановского купола. В центре кольцевой структуры господствовавшей оставалась обстановка вертикального растяжения, и поэтому формирование поздних и наиболее золотопродуктивных турмалин-сульфидных ассоциаций шло в условиях взбросовых подвижек. Последние и обусловили приоткрывание интервалов рудных тел, имеющих более пологие углы падения. В это время вся периферическая часть Ивановского купола по сериям кольцевых разломов уже испытывала просадку с формированием просевшего кольцевого блока.

Этап (позднеюрско-раннемеловой). Это этап резкого наложения на купольнокольцевые инъективные структуры района линейно-блоковых структур субширотного плана. Их формирование шло в обстановке действия усилий регионального сжатия субмеридиональной направленности. Главными транспрессивными структурами района становятся два крупных взбросово-надвиговых тектонических блока (Лужанкинский и Богочинский), образовавших рамповую структуру (см. рис. 118, б). Несколько позднее, в связи с закрытием рампа, оформляется Пильненский сдвиго-взбросовый дуплекс (см. рис. 128, , а). В итоге произошедших тектонических перестроек в пределах Карийского рудного поля, располагающегося в центральной части Пильненского дуплекса, создалась структура, в которой главными структурными элементами стали приподнятый Ивановский жесткий блок (ядро) и обрамляющая его депрессионная зона (Карийский сегментарный блок) (рис. 133, а). При этом Ивановский блок, находясь между двумя активными взбросо-сдвиговыми зонами (Пильненской и Кулиндинской), как жесткое включение испытывал некоторое вращение по часовой стрелке, с развитием вокруг него структурных «двориков растяжения» (рис. 133, б).

Формирование протяженного северо-западного пояса грорудитовых даек, резко секущего все предыдущие блоково-купольные структуры района, по-видимому, произошло по типу сколов системы R1. Последние возникли как реакция среды на активизацию сдвиговых перемещений по зоне парного сдвига (сдвигового дуплекса), образованного Пильненским и Кулиндинским разломами. В отмеченной дуплексной зоне в этапы периодической разрядки сжимающих усилий шло подновление фрагментов локальных кольцевых структур, в частности, кольцевой структуры «грорудитового центра» кл. Золотой Лог.

В условиях господства вышеуказанного структурного плана, созданного инъективной структурой кл. Золотой Лог, и развивались актинолит-магнетитовые жилы участка Новинка. По этой причине такие жилы унаследовали радиальный план грорудитового центра. Учитывая факты неоднократного взаимопересечения различных даек грорудитов (R1-сколов) с актинолитмагнетитовыми жилами, имеющими радиальный план, следует предположить, что явления резкого усиления сдвиговых перемещений по Пильненскому дуплексу носили импульсный характер.

Подобная двухуровневая структурная организация тектонических планов намечается и в схемах развития систем мелкой трещиноватости, связанной с грорудитовым центром. Здесь, помимо трещин трехосного деформирования, носящего черты регионального поля, часто устанавливаются планы одноосного деформирования, а итоговой моделью является конусогексаэдр деформирования (см. рис. 125, б).

215

Рис. 133. Схема положения структур первого порядка в зоне Пильненского взбросового дуплекса (а) и детали строения Карийской блоково-купольной структуры (б).

1 – тектонические зоны: а – смятия, катаклаза и поднятия территории, б – растяжения и опускания; 2 – относительно стабильные блоки; 3 – границы гранитокупольных структур; 4 – гранитоиды КараЧачинского массива; 5 – дайки грорудитов; 6 – рудные тела; 7 – взбросы (а) и сдвиги (б); 8 – кольцевые разломы сбросового типа

К концу раннемелового времени тектоническая активность в данном регионе постепенно затухает, наступает стадия пенепленизации и формирования маломощных кор выветривания (рис. 132, б). Несколько позднее на размытую поверхность коры выветривания отложились горизонты нижнемеловых конгломератов Западно-Карийской впадины. В настоящее время конгломераты полностью эродированы и от них остались лишь небольшие фрагменты в виде редких изолированных останцов, содержащих прожилковую вкрапленность руд золотосеребряного (балейского) типа.

Динамика развития обстановок рудоотложения. Для золото-турмалиновой минерали-

зации, связанной геодинамической активностью Ивановского купола, на синоптической диаграмме общий вид траектории оси 3 имеет замкнутый контур (рис. 134, а). Такой тип миграции устанавливает факт возвращения динамической системы к исходному тектоническому режиму СЗС сжатия территории. Подобный мотив развития тектонических режимов характерен и для обстановок формирования золото-актинолит-магнетитового оруденения (рис. 134, б).

Рис. 134. Сводные синоптические сферограммы инверсии тектонических обстановок при формировании: а – Ивановского купола и связанного с ним золото-кварц- турмалинового оруденения (по данным рис. 121); б – грорудитовых тел и контролируемой ими золото-магнетит-актинолит-кварцевой минералазации (по данным рис. 82); в – поведение общего тектонического поля Карийского рудного поля в верхнеюрсконижнемеловой период (по данным рис. 133).

1 – гномопроекции оси 3 и ее номер; 2–4 – виды траекторий: 2 – достоверная для дорудного и пострудного периодов, 3 – предполагаемая для дорудного и пострудного периодов, 4 – достоверная для рудного периода

216

В обоих случаях промежуточными тектоническими режимами выступали обстановки субвертикального и субширотного сжатия. Однако только первая из них отвечала динамической обстановке рудообразования.

При палеотектонической реставрации ПТН для крупномасштабных тектонических структур, контролировавших особенности формирования всего Карийского рудного поля, все выше отмеченные закономерности становятся еще более отчетливыми (рис. 134, в). При этом обобщенная модель траектории Карийского рудного поля как бы в более сглаженном виде, т. е. без случайных вариаций тектонического поля, напоминает пути развития «турмалиновой» и «грорудитовой» рудоконтролирующих систем. Вместе с тем оказывается, что локальные рудоконтролирующие системы, имеющие верхнеюрский возраст, в своем развитии, хоть и с осложняющими их вариациями, повторяют путь, ранее пройденный в средне-верхнеюрское время Карийской ОКС.

Выводы по главе

1.На ряде золоторудных месторождений в формировании их рудолокализующих структур, несмотря на кинематические отличия (сдвиговые, взбросовые, сбросовые), развиваются устойчивые наборы статических и динамических структурных рисунков, весьма сходных по своей геометрической организации. Выявленное подобие схем пространственной организации составляющих их структурных элементов (куба деформирования, конусо-гексаэдра, куба пликативного деформирования) предопределено принципиальным сходством реализации силовых полей (статических и динамических) и симметрией их тензорного состояния. В данном случае можно говорить о структурной гомологии тектонодинамических систем, образованных сходным образом в неравновесных тектонических режимах. Указанное свойство является однозначным признаком закономерной структурной организации (или самоорганизации) рассмотренных рудоносных тектонодинамических систем.

2.Установлено подобие структурных планов деформирования, существовавших в начальные (дорудные) и поздние (пострудные) этапы развития структур золоторудных месторождений. Этот факт типичен для месторождений, находящихся не только в соседних рудных районах (таких как Карийский и Дарасунский), но и для месторождений, находящихся в разных геотектонических блоках. Например, Любавинское месторождение сформировалось в коллизионных структурах, а Балейское – в рифтоподобной зоне растяжения. Судя по литературным источникам, аналогичные особенности смен ПТН характерны и для золотомолибденовых (Ключевское, Александровское) [Гладков, Калинин, 1971] и редкометалльных (Бугдаинское, Шахтаминское, Этыкинское) [Ершов, 2002] месторождений. Эти однообразные структурные данные указывают на господство в изучаемом регионе единого в верхнемезозойское время, т. е. регионального поля тектонических напряжений. Лишь в отдельные моменты,

всвязи с развитием рудоконтролирующих очагово-купольных и вулкано-купольных построек, на это общее региональное поле накладывался план локальных инъективных структур вулка- но-купольного и очагового тектоногенеза.

3.В периоды рудообразования характер эволюции тектонических полей зависел от структурного типа месторождений. Для структур месторождений дизъюнктивной группы происходила закономерная трансформация ориентировки осей главных нормальных напряжений (ОГНН), выраженная в смене тектонических условий тангенциального сжатия обстановками локализованного горизонтального растяжения (Талатуйское, Любавинское, Балейское). Во всех случаях обстановка растяжения обусловлена разгрузкой (сменой знака) ранее существовавшей динамической обстановки сжатия. Для структур месторождений пликативной группы – взбросовые ПТН трансформировались в сдвиговые (Зун-Холбинское). Для структур месторождений инъективной группы – тангенциальное сжатие чередуется с обстановками локализованного субвертикального сжатия-растяжения (Дарасунское, Карийское). Указанный тектонический режим создавался динамическими усилиями, генерируемыми локальными вулканокупольными и гранитокупольными структурами, проходящими ряд этапов развития (инъективного, контракционного, компенсационного прогибания и блокового проседания).

4.В ходе становления рудоконтролирующих структур того или иного месторождения могли реализовываться три типа динамики их формирования. Вариант А. Скачкообразная, т. е. ортогонально-реверсная смена осей напряжений, приводящая к чередованию этапов сжатиярастяжения (Балейское, Теремкинское). Вариант Б. Случаи с направленно-последовательным

217

разворотом тектонодинамических осей (Карийское, Дарасунское, Талатуйское). Вариант В. Это случаи с неоднократными вариациями вида напряженного состояния (трехосное в одноосное). Нередко эти три типа механизмов деформирования проявляются на одном месторождении, но в структурах различного ранга и возраста (Любавинское, Зун-Холбинское).

5. Установлено, что в ходе формирования структуры того или иного месторождения происходит не только постепенная, но и направленная смена ориентировок ОГНН, сопровождающаяся закономерным изменением вида напряженности и деформирования. В рудный период локальные рудоконтролирующие системы ряда месторождений в своем развитии обычно повторяют схему тектонодинамического развития, которую до них прошли более крупные структуры и связанные с ними рудообразующие системы.

Вызваны ли вскрытые явления сложным интегральным взаимодействием (суперпозицией) разнотипных полей или они есть следствие проявления автономного типа развития невзаимодействующих тектонических полей? Или они есть следствие трансформации какого-то одного надсистемного поля? Ответить уверенно на поставленные вопросы можно, если будут прояснены детали фазовых портретов, создавших их деформационных процессов, что и будет рассмотрено в гл. 4.

218

Глава 4

ОСОБЕННОСТИ ЭВОЛЮЦИИ ТЕКТОНОДИНАМИЧЕСКИХ ОБСТАНОВОК

4.1. Общие закономерности формирования структурных парагенезов и динамика их развития

Динамика структурообразования по фациям глубинности рудообразующих систем.

Параметры состояния тектонодинамических систем, как известно, большей частью определяются глубинами формирования эндогенных месторождений. Общепринятой считается классификация фаций глубинности по Е. И. Паталахе [Тектонофациальный анализ …, 1989], предложившего выделять эпи-, мезо- и катазоны. В целом данные зоны деформирования хорошо коррелируются с тремя фациями глубинности формирования гидротермальных месторождений: малоглубинные – 0,2–2,0 км, среднеглубинные – 2,0–5,0, глубинные – 5,0–10 км и более). Эта структурная зональность обусловлена тем, что с глубиной происходит последовательное возрастание нагрузок вертикального литостатического сжатия и бокового обжатия, т. е. быстрого увеличения тектонических напряжений по средней оси ГНН ( 2).

По глубине формирования изученные золоторудные месторождения, исходя из ранее установленных для них геолого-структурных и физико-химических особенностей формирования руд, можно расположить в следующий ряд: эпизона (Балейское) мезозона (Талатуйское, Дарасунское, Любавинское, Карийское) катазона (Зун-Холбинское).

Известно, что в условиях эпизоны горные породы обычно деформируются в хрупком (тело Гука) или истинно пластичном (тело Сен-Венана) состояниях. Нами установлено, что вдоль зон крупных разломов при таком типе деформирования происходит как пространственное, так и временное, квадрантное чередование обстановок объемной (трехосной) тектонической нагрузки (преимущественно сжатия) обстановками разгрузки (растяжения) (пример Балейского и Тасеевского месторождений – см. рис. 50). При временных структурных перестройках в условиях упругохрупкого разрушения ранее существовавшее в дорудный период трехосное сжатие в рудный период сразу сменялось трехосным растяжением, характеризующимся противоположными знаками тектонических смещений как по основному рудоконтролирующему разрыву, так и по оперяющим его вторичным сколам (пример разлома Контактовый на Балейском месторождении). В этом случае можно говорить о смене тектонических режимов деформирования («смене знака тектонических напряжений или поля») со сжатия на растяжение. На общей схеме (рис. 135) этой смене тектонического режима отвечают модели деформирования либо типа «А», либо типа «Б». Эти типы отличаются положением финальной точки, за которую в одном случае можно взять обстановку растяжения (тип «А»), а в другом случае – обстановку сжатия (тип «Б») (рис. 135, а, б). Одноосное деформирование для малоглубинных месторождений, локализующихся в кристаллических породах, проявляется редко, в основном в участках, испытавших площадной дорудный катаклаз и объемную интенсивную флюидизацию и, как следствие, площадные вторичные изменения (каолинизацию, аргиллизацию, пропилитизацию и др.). Одноосное, осесимметричное и близгидростатическое напряжения и деформации более типичны для надрудных и околорудных пространств, где развивались структуры типа гидролаколлитов (пример Тасеевского месторождения) (см. рис. 51, II).

Для месторождений, формировавшихся в условиях мезозоны, развитие рудоконтролирующих структур сопровождалось упругопластическим (тело Бингама) и вязкоупругим (тело Кельвина) типами деформирования, реализуемых катакластическим течением пластифицированных масс вдоль отдельных тектонических зон. Этим условиям часто соответствуют обстановки как одноосного деформирования, так и обстановки осесимметричного деформирования. Трехосное, осесимметричное и одноосное состояния ПТН на этих месторождениях часто варьируют в пространстве (см. рис. 36) и во времени (см. рис. 37).

219