127_p2487-01_D3_856

6.При анализе всех видов рудоконтролирующих структур для изученных нами рудных объектов отмечено, что на ряде из них во внутрирудный период формирования структур организации и самоорганизации отмечаются отдельные стадии (или этапы) деструктивной перестройки «упорядоченных» планов рудного ПТН. На Любавинском месторождении в рудный период произошло формирование «чуждых», автономного типа прожилков карбонат-золото- кварц-сульфидного состава; на Дарасунском – секущих (кроссинговых) систем золотокварцевых прожилков и просечек северо-западной ориентировки; на Карийском – секущих систем грорудитовых даек и кварц-актинолит-магнетитовых прожилков СВ ориентировки. При этом подобные системы указывают на появление наложенных структурных планов, связанных

своздействием тектонических режимов регионального ПТН. На Дарасунском и Карийском месторождениях после стадий кратковременной деструктивной перестройки структурные планы рудообразующих систем вновь вернулись к своему прежнему структурному типу развития, т. е. к прерванному конструктивному пути развития как автономных организованных и самоорганизованных систем. На Любавинском месторождении подобного возврата системы к первоначальному состоянию не случилось. Причинами послужили как чрезмерно высокая подвижность региональных тектонических блоков, так и небольшой энергетический потенциал глубинного центра рудно-магматической активности.

7.По суммированным данным структурные планы рудных тел и мелкой трещиноватости, проявленные в контурах рудных полей и месторождений, отличаются от структур безрудного пространства наличием: а) полных структурных парагенезов, вписывающихся в 5–9- компонентные модели куба и конусо-гексаэдра деформирования, ячейки расплющивания; за контурами месторождений развитыми являются структурные парагенезы, состоящие из 2–3, реже – четырех систем; б) многостадийностью подновления ортогональных трещинных систем; в) резкой интенсивностью и мозаичностью деструктивных полей; г) обилием структур и текстур пластического деформирования рудных тел; д) контрастной структурной зональностью (латеральной и вертикальной); е) широким развитием шарнирно-перекошенных блоков и пропеллерообразно изогнутых тектонических поверхностей; ж) обилием кольцевых морфоструктур различного масштаба; з) большими амплитудами дорудных перемещений; и) простран- ственно-временным наложением различных типов разломных сетей – квадратнопрямоугольной, гексагонально-ромбической и косоугольной.

8.При расширенном применении структурно-парагенетического подхода становится возможным установление возрастных генераций различных сетей трещин, типов структурной организованности рудоконтролирующих структур, а также ширины зон динамического влияния разрывов и кольцевых структур. В перспективе индивидуальные и сводные структурные паспорта можно составлять не только для месторождений одной рудной формации, но и для месторождений, относящихся к разным металлогеническим эпохам либо располагающихся в различных геодинамических блоках.

190

Глава 3

ТИПЫ ДИНАМИЧЕСКИХ РЕЖИМОВ В ФОРМИРОВАНИИ

СТРУКТУР ЗОЛОТОРУДНЫХ МЕСТОРОЖДЕНИЙ

3.1. Особенности рудных объектов

Вариации ориентировок осей главных нормальных напряжений (ОГНН), отмечающиеся в ходе формирования структур золоторудных месторождений, автор изучает еще с начала 80-х гг. При этом первоначально отслеживалась лишь тенденция в изменении только траектории оси сжатия, т. е. алгебраически минимального главного нормального напряжения. Позднее было обращено внимание на закономерности реверсирования и двух других осей, а также на инверсию динамических обстановок и на смены видов напряженности и деформирования. При этом основное внимание уделялось сопоставлению путей развития тектонодинамических режимов для определенных типов месторождений (гидротермальных, скарновых, метаморфогенных) и на отличие режимов в формировании рудоконтролирующих структур дизъюнктивных, пликативных и инъективных групп месторождений.

Эталонными месторождениями дизъюнктивного типа, позволившими на их примере устанавливать особенности пространственно-временной структурной организации, послужили – Талатуйское месторождение (сдвиговый тип), Любавинское рудное поле (взбросовый) и Балейское рудное поле (сбросовый). Для пликативного типа месторождений таковыми явились Зун-Холбинское месторождение, а для инъективного типа – Дарасунское месторождение и Карийское рудное поле.

В группе изученных нами золоторудных месторождений к образованиям типично гидротермального типа относятся руды Талатуйского, Любавинского, Балейского, Дарасунского, Теремкинского и Пильненского месторождений. Руды Карийского рудного поля являются примером месторождений с развитым на них полигенным типом оруденения. В Карийском рудном поле совмещено гидротермальное оруденение золото-кварц-турмалин-сульфидного типа (уч. Дмитриевский) с золото-скарновым актинолит-магнетитовым (уч. Новинка). Подобная полигенная рудная минерализация развита в контурах Зун-Холбинского рудного поля, где наряду с вулканогенно-осадочным (Сульфидное) и метаморфогенно-гидротермальным (жилы Вавиловские и др.) есть и типичное гидротермальное оруденение (Пионерское месторождение).

Наличие таких сложных по составу, генезису и динамике развития золоторудных объектов позволяет на их примерах полнее изучить особенности тектонических режимов развития разнотипной минерализации и наметить общие пути процессов структурирования, приводящих к статической и динамической упорядоченности их рудоконтролирующих структур.

3.2. Развитие дизъюнктивных структур

История формирования структуры Талатуйского месторождения. Она начинается с момента заложения Восходовско-Жарчинской тектонической зоны, отделяющей ЭдакуйЖарчинское сводовое раннемезозойское поднятие от структур позднепротерозойраннепалеозойского габбро-диоритового субстрата (см. рис. 94). Первоначальное поднятие сводовых структур, происходившее при становлении этой гранитокупольной структуры, привело к развитию на ее восточном (талатуйском) крыле сбросовых нарушений (Западного, Эда- куй-Жарчинского и др.). Последовавшая контракция и просадка центральной части ЭдакуйЖарчинского свода привела к развитию на его крыльях эшелонированных взбросовых систем. Этим обстоятельством объясняется отсутствие у рассматриваемого гранитного свода нормального интрузивного контакта и его тектоническое контактирование со слабо гранитизирован-

191

ными вмещающими габброидами. В ряде случаев в пределах эндо- и экзоконтактов ЭдакуйЖарчинского свода развиты узкие тектонические блоки, надвинутые на его крылья.

К началу поздней юры эндогенная тектоническая активность, связанная с развитием этой сводовой структуры, затухает и в контурах будущего Талатуйского месторождения начинает господствовать тектонический план субмеридионального сжатия. Его следствием явилось оформление серии субширотных надвиговых чешуй с северными углами падения их пластин. В таком тектоническом поле допозднеюрские сбросово-взбросовые разрывы ВосходовскоЖарчинской тектонической зоны структурно перестраиваются, трансформируясь в пологонаклонные левосдвиговые дуплексы растяжениия. На этапе сдвиговой структурной перестройки происходит заложение рудовмещающих структур Талатуйского месторождения. При этом процессы рудообразования по времени совпали с периодом проявления в районе средневерхнеюрской вулканической активности. Частично процессы вулканизма продолжились и в начале нижнего мела с развитием на северном фланге месторождения поствулканогенной урановорудной минерализации вторичного типа. В ходе детального изучения локальных рудоконтролирующих структур Талатуйского золоторудного месторождения (см. разд. 2.2.1 и 2.6.1) были реставрированы лишь фрагменты вышеуказанных структурных планов.

По данным, дополнительно полученным нами в последние годы, в пределах Восходов- ско-Жарчинской тектонической зоны выделяется наиболее тектонически мобильный и сильно дислоцированный линейный блок, названный Талатуйским сдвиговым дуплексом. На ранних этапах развития этой дуплексной структуры в его пределах заложилась центральная часть Жарча-Соколанской вулканической впадины, а затем, в месте ее пересечения субширотным Мендугуинским разломом, и Талатуйская ВКС. Последняя является лишь одной из локальных вулкано-купольных структур четвертого порядка, осложняющих строение Жарча-Соколанской впадины. Вся кольцевая структура Талатуйской ВКС практически полностью вписалась в Центральный, клиновидно просевший блок (pull-apart-структуру), Талатуйского дуплекса (рис. 123). В ходе структурных построений выявлено, что участки тылового сдвигового приоткрывания pull-apart-структуры выступили в качестве основных магмо- и рудоподводящих каналов для Талатуйской ВКС. После периода вулканических извержений данная структура была сверху бронирована маломощным покровом вулканитов. В настоящее время за счет значительного поднятия территории покровные фации, состоящие из двух разновозрастных толщ, на южном фланге месторождения полностью эродированы.

Рис. 123. Вулканогенный период формирования дуплексобразующих структур Талатуйского месторождения.

собразующие, б – внутридуплексные)

192

При этом если вулканиты верхней (флюидальной риолит-порфировой) толщи, вероятнее всего, находились в парагенетической связи с золотым оруденением, то вулканиты нижней толщи трахидацитового состава выполняли исключительно роль литологических экранов. Их пологопадающие на северо-восток горизонты тонкополосчатых лав в рудный период подпруживали восходящие потоки рудоносных гидротерм. Поэтому жилы кварц-турмалинового и кварц-полисульфидного составов при их подходе к контакту с тонкополосчатыми трахидацитами сначала несколько увеличивались по мощности, а при проникновении в вулканиты – быстро выклинивались. Примером подобного строения являются минерализованные зоны рудопроявлений Мендугуя, Батумское и Нижние Теремки. При этом габброиды, залегающие под вулканитами, всегда интенсивно калишпатизированы, хлоритизированы, пиритизированы, магнетитизированы и турмалинизированы. Вулканиты подобных изменений практически не несут.

Всвете этих данных находит свое подтверждение старое предположение, высказанное Ф. И. Вольфсоном, А. В. Дружининым и М. А. Свирским [1968], о формировании рудных тел Дарасунского рудного поля под экранирующими покровами верхнеюрских эффузивов. Данная модель экранирования вулканитами хорошо объясняет особенности структуры, состава и геохимической зональности объектов Дарасунского золоторудного поля (см. рис. 94). Активному рудообразованию способствовали и постмагматические преобразования, связанные со становлением субвулканических штоков гранодиорит- и диорит-порфиров амуджиканского вулканоплутонического комплекса. Эти штоки и находящиеся в их контакте аппараты эксплозивных брекчий, согласно данным Д. А. Тимофеевского [1972], выступали не только в качестве теплогенерирующих источников, но и образований, периодически продуцировавших рудные флюиды.

Впределах Талатуйского месторождения отмечается несколько таких магматических тел, представленных вулканическими жерловинами и небольшими штокообразными телами размером около 15×35 м. Все они, как указывалось, контролируются элементами трещиннокольцевой структуры Талатуйской ВКС. Центральная часть этой ВКС является компенсационно просевшим кольцевым блоком. Амплитуда компенсационного опускания составляет около 50 м и, вероятно, частично дополнилась еще и за счет сбросовой просадки этого блока по типу pull-apart-структуры.

Динамика структурообразования в формировании рудных тел Талатуйского месторождения изучена путем обобщения данных с синоптических сферограмм по зафиксированным изменениям ориентировок ОГНН и инверсии тектонических режимов (знака тектонических полей). Полученная информация позволяет установить ряд основных закономерностей в истории формирования рудоконтролирующих структур, указывающих на сложный характер эволюции тектонических режимов в контурах месторождений и рудных полей. Эта закономерность особенно отчетливо выражена в траектории перемещения местоположения оси сжатия. По сравнению с ПТН регионального (надсистемного) уровня, которое обычно меняется редко как по ориентировке, виду напряженности, так и интенсивности, в ПТН для Талатуйского ме-

сторождения траектория оси 3 регионального поля имеет замкнутую петлю (рис. 124, а). Смена картин ПТН и, соответственно, структурных планов деформирования, уровня самого месторождения становится гораздо сложнее, напоминая фигуру восьмерки (рис. 124, б). Наличие такого неустойчивого тектонического режима приводило не только к неоднократной смене подвижек по линейным разрывным нарушениям, но и по кольцевым структурам. В истории формирования структур месторождения эта двойная петля соответствует двухэтапному повторению одного и того же мотива в смене тектонических режимов.

В контурах месторождения, судя по положению даек порфиритов, в предрудный период (ареал оси 3 № 1 на рис. 124, б) по северо-восточным разрывам реализовывались левосдвиговые перемещения, аналогичные таковым для регионального дорудного ПТН. В турмалиновую стадию, т. е. в период формирования структуры рудных кулис, главенствующими стали сбросовые перемещения (ареал № 2). К кварц-молибденитовой стадии, представленной тонкими и протяженными кварц-молибденитовыми прожилками, секущими тела турмалинитов, тектонический план сменился на субмеридиональное сжатие, что привело к левосдвиговым перемещениям по дуплексобразующим разрывам (ареал № 3). В четвертый тектонический этап, перед формированием систем золото-полисульфидных прожилков, происходит внедрение даек внутрирудных лампрофиров субширотного простирания. По ориентировке этих даек уже регистрируется тектоническая обстановка ВСВ и субширотного горизонтального сжатия (ареал № 4). И

193

этот же тектонический план характерен для золото-полисульфидных прожилков, формировавшихся при субширотном сжатии. В структуре Талатуйского дуплекса данная деформационная обстановка привела к осуществлению малоамплитудных правосдвигово-взбросовых подвижек, сместивших дайки лампрофиров.

Рис. 124. Траектория перемещения оси сжатия в ходе формирования региональных (а) и локальных (б) структур Талатуйского месторождения.

Номера этапов: для схемы «а»: точка № 2 – этапа внедрения гранитоидов Эдакуй-Жарчинского массива, точка № 3 – периода контракции массива, точки № 1 и № 4 – регионального поля напряжений «доэдакуйжарчинского» времени; для схемы «б» – ареал № 1 –регионального «дорудного» поля напряжений, 2–6 – рудного перио-

да (стадии: 2 – турмалиновая, 3 – кварц-молибденитовая, 4 – полисульфидная, 5 – кварц-золото-сульфидная и кварц-карбонатная, 6 – пострудная), ареал № 7 – регионального «пострудного» поля напряжений

В кварц-золото-сульфидную стадию на месторождении вновь господствующей стала обстановка субвертикального сжатия, реализовавшаяся сбросовым типом подвижек (ареал № 5). Несколько позднее (в кварц-карбонатную стадию) она трансформировалась в обстановку одноосного субвертикального растяжения, что привело к взбросовому деформированию, фиксируемому в расположении тектонических зеркал. Спустя некоторое время в этом же поле напряжений главенствующей вновь становится обстановка северо-восточного сжатия (ареал № 6), а затем и субмеридионального (ареал № 7). При этом сектор динамической обстановки последней, т. е. стадии № 7, точно совпал с местоположением проекций оси 3 для дорудной стадии с ее ареалом № 1.

Таким образом, в итоге семикратного тектонического перестроения, происходившего при формировании рудовмещающих структур, деформационная система в конце своего развития вновь вернулась к своему первоначальному (дорудному) тектоническому плану. Поэтому ареалы осей 3 дорудного и пострудного периодов (см. № 1 и № 7 на рис. 124, б) незначительно удалены (на 8–14°) от ареалов № 1 и № 4 ПТН регионального уровня (см. рис. 124, а).

Сопоставление этапности формирования локальных структур Талатуйского месторождения с историей динамического развития дорудных структур всей Восходовско-Жарчинской зоны (см. рис. 124, а) указывает на то, что многие из структурных планов этой региональной зоны были позднее унаследованы в динамических режимах развития рудоконтролирующих структур месторождения. Так, последовательно унаследованными оказались обстановки сбросового, сдвигового и взбросового ПТН.

В рудный период рассматриваемые структурные перестройки происходили на порядок чаще и уже в несколько иной последовательности тектонических событий. Об этом явствует факт закручивания траектории оси 3 рудного периода по часовой стрелке, в то время как ось 3 регионального поля при своей миграции закручивалась против часовой стрелки. Общий же мотив смен динамических режимов как для региональных, так и локальных структур был один и тот же, при котором шла смена субмеридионального сжатия обстановкой субвертикального сжатия с дальнейшим переходом на субширотное сжатие. В конце всех тектонических перестроек, которое испытали рудоконтролирующие структуры месторождения, идет восстановление исходного тектонического режима деформирования. При этом стационарные точки (номера стадий на сферограммах) удалены друг от друга на расстояния, кратные 90°, т. е. здесь работает закон ортогональности в смене положения оси 3. Выявленная цикличность и ортогональность смены картин ПТН как регионального, так и локального тектонических режимов приводит к циклическому характеру развития и рудообразующих процессов Талатуйского месторождения.

История формирования структуры Любавинского рудного поля. Рудное поле,

приуроченное к Центральному горстообразному блоку, находится, как указывалось, в при-

194

поднятой Любавинской блоково-кольцевой структуре (БКС) диаметром порядка 16×20 км. Ее контуры определяют границы одноименного рудного узла (см. рис. 38). Кольцевые структуры Любавинской БКС накладываются на линейные разрывные структуры Любавинской коллизионной зоны.

С севера на структуры Любавинской зоны надвинут Даурский блок, представленный метаморфизованными песчано-сланцевыми образованиями нижнего структурного этажа, которые прорваны крупными интрузиями даурского комплекса. Во фронтальной части надвигание произошло по системе субширотных взбросо-надвигов – Тарбальджейскому и Илыгирскому. В пределах их зон рассланцевания, как и в Любавинской зоне разломов, распространена золоторудная минерализация и комплекс даек кварцевых порфиров и риолитов. Оловорудная минерализация контролируется системами более поздних северо-западных рудоконтролирующих разломов (правосторонних сдвигов), секущих субширотные «золотоносные» системы [Гундобин, Богатырев, 1975]. Различен у двух этих рудоносных систем и магматический контроль. Так, продуктивная золотополисульфидная минерализация, скорее всего, связывается с гибридизированными магматическими образованиями латитовой магмы (сохондинская серия, J2–3), а оловорудная – с образованиями харалгинского комплекса (J3-К1).

В ряде рудных объектов Хапчерангинского рудного узла золоторудная и оловорудная минерализации пространственно разобщены, фиксируясь в сериях обособленных жил (Тарбальджейское месторождение, Курултыкенское и Харатуйское рудопроявления). И только в редких жилах отмечается возрастное наложение этих двух типов рудной минерализации, сопровождающейся появлением комплексных золото-касситерит-полиметаллических ассоциаций (ж. Бурятская Тарбальджейского месторождения). Золото-серебро-сурьма-киноварная минерализация, зафиксированная в халцедоновидных кварцевых жилах, находящихся среди нижнемеловых конгломератов (Ононское рудопроявление), относится к балейскому типу [Иванов, Мейтув, 1972].

Интересно, что, несмотря на западное продолжение субширотных «хапчерангинских» структур в пределы Любавинского рудного узла, здесь оловорудных проявлений не зафиксировано. При этом расстояние между золоторудными рудопроявлениями (Хавергинское, Маринское и Хамарское) и Хапчерангинским оловорудным месторождением составляет всего около 4–8 км. В то же время в восточном направлении от Хапчерангинского месторождения оловянная минерализация по этим субширотным разрывам прослеживается более чем на 12–15 км. Факт резкого ограничения оловорудной минерализации в западном направлении, повидимому, объясняется несколько различной историей формирования Любавинского и Хапчерангинского тектонических блоков.

Первоначально оба блока являлись фрагментами единой Любавинской коллизионной зоны, и поэтому к началу средней юры рассеянная кварцзолоторудная минерализация в них была развита повсеместно. Однако позднее, в связи с блоковыми перемещениями и внедрением крупного Хамаро-Тыринского интрузива, представляющего собой как бы поперечную структуру типа гранитного вала (14×45 км), Любавинская коллизионная зона была расчленена на два самостоятельных тектонических блока – собственно Любавинский (Западный) и Хапчерангинский (Восточный). При этом относительно пологое (20–40°, реже до 60°) погружение контактов Хамаро-Тыринского массива под Любавинский блок способствовало широкому (1,5–2,0 км, иногда до 5,0 км) зональному термальному прогреву осадочно-вулканических пород в блоке и развитию здесь биотитовых узловатых сланцев (роговиков). При этом в кварцсульфидных жилах, при приближении к зоне ороговикования (Хавергинское месторождение и участок Николаевский), пирит начинает замещаться пирротином, халькопирит образует структуры распада в сфалерите, арсенопирит преобладает над остальными сульфидами, кварц гранулируется с появлением вокруг некоторых его блокированных зерен поздних каемок и пятен, состоящих из неправильных мелких выделений калишпата; золото за счет регенерации и переконцентрирования становится высокопробным (940–960) [Шубин, 1984].

Для металлогении Любавинского рудного района необычным является отсутствие эндогенной золоторудной минерализации как на его южном, так и северном флангах, т. е. в аллохтонных крыльях Любавинской коллизионной зоны. Данная особенность, по мнению автора, находит свое объяснение в повышенной степени регионального метаморфизма осадочных пород (образования ононской и агуцинской свит), слагающих здесь нижний структурный этаж, выведенный в поднятых крыльях на поверхность. Встречающиеся в пределах этих поднятых

195

блоков многочисленные кварцевые жилы золото-сульфидной минерализации практически не несут. Сложены они гранулированным молочно-белым кварцем оптического типа, выполняющим межпластовые полости трещин отрыва седловидной формы. По направлению к Любавинской рудной зоне степень метаморфизма вмещающих пород постепенно снижается и возрастает количество рассеянной сульфидной минерализации, а также интенсивность проявления зон околорудных изменений во вмещающих породах.

Учитывая то, что длительность периода формирования разнотипной золоторудной минерализации, развитой в Любавинском рудном поле, в общем составляла около 50 млн лет, история развития его рудоконтролирующих структур была насыщена разнообразными тектоническими событиями. При этом в качестве основного дирижера всех тектонических процессов, происходивших в контурах месторождения, как было отмечено в разд. 2.2.2 и 2.6.2, выступала Любавинская зона смятия (глубинный разлом). Она предопределяла как единообразие форм структурных элементов, встречающихся на различных участках рудного поля, так и их синхронное развитие. В пределах рассматриваемой зоны смятия, помимо даек вулканитов, получил распространение весьма разнообразный и разновозрастный гранитоидный магматизм, проявленный в виде вытянутых по простиранию зоны трещинно-каркасных интрузий. Они представляют серии сближенных даек гранит-порфиров, сливающихся друг с другом и с телами штокообразных массивов гранодиоритов и гранит-порфиров. Это есть Любавинская серия штоков даурского комплекса. Форма таких сложных штоков, имеющих многочисленные апофизы, контролируется элементами залегания Любавинской зоны и левосдвиговыми типами подвижек по ней.

Витоге совмещения в контурах рудного поля процессов интенсивной тектоники, регионального и контактового метаморфизма, а также сложного гибридного магматизма, повидимому, был сформирован первый промышленный, а именно жильный золото-кварцевый тип оруденения. Золото-полисульфидное (штокверковое) оруденение Любавинского рудного поля сформировалось уже значительно позднее, как отмечалось, при внедрении средневерхнеюрских меланократовых даек сохондинской серии.

Наличие складчатости, зон рассланцевания и инъецирующих их гранитных штоков, а также и разновозрастных дайковых поясов, свидетельствует о неоднократности чередования фаз сжатия и растяжения, проявленных в контурах Любавинского рудного поля. Во многих случаях устанавливаются секущие взаимоотношения разновозрастных магматических образований. По нашим данным, только во внутрирудный период произошло как минимум три крупных структурных перестройки, соответствующие трем этапам развития рудоконтролирующих структур (рис. 125, I).

I. Первый этап (раннерудный). Он охватывает самый длительный период (Р2–J2) в истории формирования рудоконтролирующих структур Любавинского рудного поля. По типу тектонических процессов соответствует постколлизионному развитию структур Любавинской зоны смятия, так как в нем, вместо господствовавшей в коллизионный период обстановки субмеридионального сжатия и формирования крупных взбросов, развивается обстановка субширотного сжатия. На этом этапе выделяется две стадии, имеющие разные динамические режимы формирования: 1) левосдвигового деформирования с последующим приоткрыванием субширотных разрывов, ставшими несколько позднее дайковмещающими; 2) кратковременного восстановления обстановки субмеридионального сжатия.

Впервую стадию происходит становление серии мелких штоков гранодиоритов даурского комплекса (рис. 125, стадия 1, А). Их внедрение осуществляется в обстановке растяжения и частичного проявления левосторонних сдвиговых перемещений по Любавинской зоне. Поэтому все гранитные тела имеют субширотную вытянутость. С глубиной происходит расширение их контуров и взаимное слияние ряда интрузивных тел. Судя по резкосекущим пересечениям выше охарактеризованных гранитных штоков многочисленными дайками кварцевых порфиров, образующих узкий дайковый пояс, обстановка общего растяжения, господствовавшая на первых стадиях становления гранитных штоков, позднее сменилась обстановкой субширотного сжатия территории (стадия 1, Б). Это сжатие затем еще больше усилилось, что выразилось в появлении серий поздних даек вулканитов, которые со сдвиговой составляющей косо пересекают субширотный дайковый пояс. В итоге, при длине свыше 15 км, ширина Центрального дайкового пояса

196

Рис. 125. Тектонодинамические обстановки формирования рудоконтролирующих структур Любавинского месторождения (по С. П. Летунову).

I – таблица стадийности геологических событий, II – синоптические сферограммы инверсии оси 3 в рудный период (а) и в ходе всей истории развития структуры месторождения (б) (на сферограммах проекции точек вынесены по данным таблицы стадийности геологических событий). Пояснения в тексте

197

во многих местах составляет лишь 250–350 м, иногда увеличиваясь до 500 м. Элементы падения даек, находящихся в поясе, варьируют незначительно (65–85°), совпадая с общим падением плоскостей основной разломной зоны. В связи с усилением субширотного сжатия (стадия 1, В) вместо сдвигового деформационного поля формируется взбросовое. Образованные в таком взбросовом поле системы субмеридиональных взбросов, пологопадающих на восток и запад (35–65°), ступенчато смещают субширотный шов Любавинской зоны разрывов.

Во вторую стадию (стадия 2, г) произошло подновление древних взбросо-надвиговых систем «коллизионного структурного плана». Если в условиях боковой транспрессии Любавинской зоны, которая отмечалась в начале этапа, в зоне, помимо даек, по-видимому, возникла направленная вверх миграция высокотемпературных постмагматических и глубинных (нижне- корово-верхнемантийных) флюидов, а также подъем гибридизированных латитовых магм, то обстановки последующего субмеридионального стрессового сжатия территории предопределили процессы дислокационного метаморфизма и вовлечение в восходящую циркуляцию метаморфогенных растворов.

Таким образом, в ходе длительного и сложного взаимодействия постмагматических, метаморфогенных и глубинных гидротерм, а также разнотипных магм, сформировавших протяженную термогидроколонну, в пределах Любавинской коллизионной зоны начала функционировать полигенная рудно-магматическая система. Обилие в разломной зоне летучих компонентов (сначала калия, а затем и натрия) и активная циркуляция по ней полигенных гидротерм, приводило к выносу из низов такой РМС многих рудных компонентов, в том числе, повидимому, и золота. Следы былой флюидизации пород рудного поля фиксируются в площадной серицитизации, а также в сульфидизации горизонтов углеродистых сланцев и туфоалевролитов. Часто такие серицитолиты значительно преобразовывали не только осадочные породы, но и дорудные дайки гранитов, гранит-порфиров и риолитов.

При этом в осевой части Любавинской зоны смятия, а именно в полостях трещинного и межслоевого отслоений, сформировались кварц-полевошпатовые жилы с серицитом, сложенные ранним слабозолотоносным кварцем. Подобные жилы, имея субширотное простирание, на участках своего выполаживания имеют раздувы мощности, свидетельствующие о взбросовом типе приоткрывания жиловмещающих полостей (стадия 2, Г). В гранитных штоках, в отличие от жил в сланцевой среде, в этот период (стадия 2, Д) развивались диагональные короткометражные жилы, имеющие северо-западное и северо-восточное простирание (Китайская, Майская и др.). Они представлены высокотемпературным слюдисто-полевошпат-кварцевым агрегатом и являются либо безрудными, либо слабозолотоносными. Их формирование обусловлено локальными полями деформаций сдвигового типа.

II. Второй этап является собственно внутрирудным (рис. 125, этап ). В нем в начале этапа произошли процессы формирования кварцевой, полевошпат-кварцевой и кварцтурмалиновой минерализации. Несколько позднее произошло формирование рудоконтролирующих даек диоритовых порфиритов и лампрофиров. Эволюция тектонического поля второго этапа началась с господства структурного плана северо-восточного (схема , А), а затем и субширотного сжатия (схемы , Б, В, Г). Первоначально данная перестройка сопровождалась поступлением второй порции пневматолито-гидротермальных флюидов, по-видимому, связанных с заключительным периодом функционирования магматогенных рудогенерирующих очагов редкометалльного типа.

Внедрение даек лампрофиров (схема , Б) свидетельствует о фактах некоторого растяжения данного участка земной коры и вскрытии подкоровых магматических очагов. Очень выдержанное по простиранию и кососекущее по отношению к структурам коллизионной зоны положение даек лампрофиров служит указанием на региональный характер создавшего их сдвигового поля напряжений.

С периодом заключительной фазы внедрения лампрофировой магмы и осуществилось поступление наиболее высокозолотоносных порций рудных растворов (схемы , В, Г). Вначале шло формирование поздних кварц-полевошпатовых прожилков в системах диагональных трещин, сформировавшихся в обстановке взбросового поля при субширотном сжатии. При последующей релаксации этого поля и инверсии обстановки сжатия на субширотно ориентированное растяжение, произошло формирование многочисленной системы золотоносных полисульфидных прожилков субмеридиональной ориентировки (см. схема , Г). Приуроченность

198

поздних кварц-полевошпатовых и золото-полисульфидных прожилков к одним и тем же участкам приразломного деформирования, что находятся вдоль шва Любавинского разлома, привело к формированию здесь узких линейных золотоносных штокверков. В ряде случаев такие прожилки, трассируясь вдоль контактов непродуктивных до этого кварцевых жил «метаморфогенного» генезиса, ранних кварц-полевошпатовых жил и вдоль некоторых зон тектонических нарушений, приводили к обогащению их золотом, иногда даже в промышленных количествах. Характерным примером является ж. Степановская-1 Хавергинского месторождения, которая имела повышенные содержания золота только в верхней призальбандовой части, где наблюдались системы субпараллельных кварц-полисульфидных прожилков. Остальная мощная часть субширотно ориентированной жилы (0,5–2,5 м), сложенная массивным молочно-белым кварцем, является безрудной [Шубин, 1984].

Завершился второй этап так же, как и первый, стадией кратковременного восстановления взбросовых перемещений по системам субширотных разрывов (см. стадия 2, Д).

III. Третий этап (пострудный). ПТН данного этапа реконструируется по ориентировке систем карбонатных прожилков и тектонических зеркал скольжения по ним, широко встречающихся в пределах штокверковых зон. Особенностью данного ПТН является господство обстановки растяжения и формирования при этом серий субмеридиональных и крутонаклонных по положению малоамплитудных сбросов (этап , стадия 1, А).

Совершенно иной и несколько более поздний (возможно, неотектонический) структурный план фиксируется при подновлении крупных зон рассланцевания и катаклаза, имеющих субмеридиональное и северо-восточное простирание (этап , стадия 2, Б), которые ранее сформировались в дорудный этап как система ступенчатых взбросов (стадия 1, В). В рассматриваемую стадию по этим осепоперечным системам произошли крупноамплитудные левосторонние взбросо-сдвиги, приведшие к левостороннему ступенчатому смещению всей Любавинской зоны смятия. Для таких взбросо-сдвигов явилось определяющим поле регионального субмеридионального сжатия, которое по параметрам ориентировки ОГНН совершенно аналогично плану дорудных структур этапа № 1, стадии 1, В (см. сфер. Е-17 и сфер. Е-1а).

Выявленным фактом устанавливается, что после всех произошедших структурных перестроек Любавинское рудное поле и его рудообразующая система вновь вернулись к своему исходному ПТН дорудного периода.

При этом в истории развития рудоконтролирующих структур в каждом из трех тектонических этапов намечается выделение двух тектонических стадий, первая из которых соответствует обстановке относительного нагружения, реализующегося при сжатии, а вторая подстадия – обстановке интенсивной разгрузки (растяжения) (рис. 126). Для золоторудных месторождений, находящихся в Любавинской рудной зоне, столь неоднократная инверсия тектонического режима, носившая циклический характер, способствовала пульсирующему характеру развития гидротермальных процессов.

Внутри каждой из рассматриваемых стадий, несмотря на инверсии режимов, локальное поле напряжений закономерно менялось. Для условий сжатия начальное ПТН взбросового типа закономерно трансформировалось в сдвиговое поле напряжений, а для условий растяжения – сбросовое ПТН сменялось сдвиговым. Следовательно, ось ГНН 2 каждый раз переоцифровывалась по разным схемам: при сжатии – с осью 1; а при растяжении – с осью 3 (см. сфер. рис. 126).

Витоге наряду с основным (надсистемным) полем напряжений (тип «а»), проявлялось

икак бы дополнительное (локальное) к нему поле (тип «б»). В связи с этим структуры второго парагенеза нередко накладывались на структуры первого парагенеза. В результате пространственного совмещения структур «а»- и «б»-типов возникал сводный парагенез, хорошо описывающийся моделью куба дизъюнктивного деформирования (рис. 126, см. модели кубов). В мо-

дели такого куба сопряженные сколы, идущие по 1 (пара продольных сколов) и по диагональных сколов), занимали диагональные направления. При смене обстановок сжатия растяжением (инверсии режима) по ним менялся лишь знак тектонических подвижек и местоположение плоскостей трещин отрыва.

В результате сочетания всех дизъюнктивных форм, создававшихся при трехкратном восстановлении субширотных и субмеридиональных структурных планов, происходит оформление генерального 7–9-компонентного структурного парагенеза куба деформирования (см. рис. 105, ранг 3). Учитывая многоэтапность подновления одних и тех же сколовых и отрывных

199