Структурные условия формирования коллизионных месторождений золота восточного склона Южного Урала

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

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

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

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

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

Для внутренних частей Магнитогорской мегазоны характерны «тонкокожие» близмеридиональные надвиги и взбросы с амплитудой смещения в первые км, сопровождающиеся подчиненными трансферными разломами [Gibbs, 1984] и складки преимущественно открытого типа (рис. 1, 2 А, ). Нами установлена надвиговая (взбросовая) природа следующих региональных разломов север–северо-восточного простирания: Тунгатаров-

Рис. 2. Схемы ориентировки осей σ₃ локальных полей палеотектонических напряжений на стадиях шарьирования и надвигообразования (А) и сдвигообразования в режиме левосторонней транспрессии (Б) [Знаменский, 2007].

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

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

В Восточно-Уральской мегазоне главные тектонические события на первой стадии деформаций связаны с формированием в шовных зонах, ограничивающих микроконти-

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

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

1 – меланжированные офиолитовые, вулканогенные и осадочные комплексы (Pz); 2 – вулканогенные формации андийского типа (С₁); 3 – терригенно-карбонатные толщи (С₁); 4–5 – докембрийские комплексы фундамента Зауральского (4) и Восточно-Уральского (5) микроконтинентов; 6 – позднепалеозойские граниты Джабыкского массива; 7 – интрузивные массивы тоналит-гранодиоритовой формации (С₁); 8 – геологические границы; 9 – разломы; 10 – пункты структурных наблюдений; 11–15 – на диаграммах: 11 – векторы смещения висячих крыльев разрывов, 12–14 – шарниры складок, сформировавшихся на стадиях шарьирования и надвигообразования (12), сдвигообразования в режиме левосторонней (13) и правосторонней (14) транспрессии; 15 – здесь и на других рисунках оси главных нормальных напряжений: σ₁ – максимальных, σ₂ – средних и σ₃ – минимальных (арабскими цифрами в числители обозначены стадии тектонических деформаций: 1 – стадия шарьирования и надвигообразования, 2–3 – ранняя и поздняя фазы стадии сдвигообразования в режиме левосторонней транспрессии, 4 – стадия сдвигообразования в режиме правосторонней транспрессии).
нентальные блоки, общекоровых Карталинского и Николаевского (Денисовского) разломов западного падения (рис. 3). На профиле Уралсейс разломы коррелируются с мощны-

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

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

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 мон-

цодиорит-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-рудоконтролирую-

щие тектонические зоны: 1 – Нуралино-Возне-

сенско-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 (σ₃) и максимальных (σ₁) 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).

жүктеу/скачать 2.07 Mb.

Достарыңызбен бөлісу: