127_p2487-01_D3_856

и Восточную части (рис. 45). В контурах рудного поля находится ряд золоторудных объектов: Балейское золото-кварцевое месторождение, размещающееся в северном борту грабена (штокверки Северный и Южный, отработанные одноименными карьерами); Тасеевское месторождение жильного золото-халцедоновидного типа – в его южном борту.

Геологическое строение месторождения, морфологические особенности жил, виды текстур руд и стадийность минерализации подробно описаны Н. В. Петровской и др. [Геологическое строение …, 1961] и авторами коллективной монографии «Балейское рудное поле» [1984]. Вопросы истории изучения геологии района, геотектонической позиции, структуры месторождения и геохимии можно найти в работах Г. А. Юргенсона, Р. В. Грабеклиса [1995], А. М. Спиридонова, Л. Д Зориной, Н. А. Китаева, и др., [2006], А. Т. Королькова [2007] и др. При этом малые структурные формы, динамические условия локализации рудных тел, механизмы деформирования и вопросы реконструкции полей тектонических напряжений до сих пор остались плохо изученными.

Балейский грабен заполнен, главным образом, терригенными осадочными породами (J3 – K1). Общая мощность вулканогенно-осадочных толщ в средней части грабена составляет около 350 м, увеличиваясь до 620–650 м около его северного борта. Северный борт грабена крутой, с углами падения от 25 до 45°, реже – до 60–75°, южный борт относительно пологий – от 5 до 16°. На этом основании Балейский грабен иногда называют грабен-синклиналью или односторонним грабеном.

Высокая тектоническая подвижность и проницаемость рассматриваемого блока земной коры изначально предопределили заложение и длительное развитие здесь весьма разнообразных рудоконтролирующих структур, встречающихся во всех трех структурных этажах Балейского грабена.

Нижний структурный этаж представляет собой домезозойский фундамент, образованный верхнеархейским сложносмятым джерольским кристаллическим комплексом и перекрывающими его динамометаморфизованными отложениями верхнего протерозоя кулиндинской свиты, палингенно-метасоматическими верхнепалеозойскими гранитоидами ундинского комплекса. В пределах рудного поля породы первого комплекса и кулиндинской свиты слагают восточную периферию крупного Кулиндинского метаморфического купола [Гладков, Грабкин, Мурашов, 1973], а породы второго – северную часть Ундинской гранитно-сводовой структуры [Корольков, 2007].

Средний структурный этаж представлен вулканогенно-осадочными отложениями шадоронской свиты (J2–3), которые в преднижнемеловое время в пределах Балейского грабена большей частью уже были эродированы. В связи с этим на юго-восточном фланге Балейского грабена, наряду с горизонтами базальных туфоконгломератов, обнажились тела довольно крупных субвулканических интрузий микродиоритов (Средне-Голготайский шток), диоритовых порфиритов (Березовский и др.), монцонито-диоритов и гранодиорит-порфиров (ВерхнеАлиинский), граносиенит-порфиров (Чернозипунихинский) и протяженные дайковые поля гибридных лампрофиров субвулканического комплекса (J3). Предполагается, что они представляют собой корневые части некогда обширных покровных вулканических сооружений шадоронского времени. В целом, как показывают данные морфоструктурного анализа [Гладков, 2005] и космодешифрирования [Колодий, Мисник, Шевчук, 1986], все вышеперечисленные вулканогенные и субвулканические образования, относящиеся к единому амуджиканскому вулкано-плутоническому комплексу, слагают фрагменты некогда единого крупного покрова, образованного при формировании Алиинского вулкано-плутона многокорневого типа.

Верхний структурный этаж рудного поля представлен нижнемеловыми терригенноосадочными образованиями, выполняющими Балейский грабен (J3 – K1). Их разрез имеет циклическое строение и расчленяется на три серии: балейскую, новотроицкую и перекрывающую их ундино-шилкинскую (каменскую). Среди мощных горизонтов конгломератов, конглобрекчий и слоев плохо сортированных песчаников, в средней части отложений балейской серии (основании верхнебалейской свиты) в виде маломощного прослоя (0,2–0,5 м) отмечаются обуглероженные туффиты и туффизиты основного состава, а также паттумы. Осадочные породы, особенно содержащие органическое вещество и гидроокислы железа, отличаются повышенным (на один-два порядка) кларком золота. В широких геохимических аномалиях рудного поля содержание золота в осадочных толщах возрастает до 0,001–0,012 г/т, а в гранитоидах фундамента – до 0,0008–0,004 г/т [Спиридонов, Петровская, Гнилуша, 1984].

80

Осадки характеризуются фациальной изменчивостью: к северному борту грабена они грубеют, где тонкозернистые разности постепенно исчезают, и возрастает роль глыбовых брекчий, валунных конгломератов и брекчий. Судя по фациальному составу низов разреза, грабен не являлся изначально автономной структурой, а стал им только в посленовотроицкое время, обособившись от Ундино-Даинской впадины [Балейское рудное поле …, 1984].

Богатое оруденение балейского типа встречается как в породах первого структурного этажа (штокверк Северного карьера), так и в породах верхнего (штокверк Южного карьера и жилы Тасеевского месторождения). Во втором структурном этаже отмечаются лишь единичные слабозолотоносные жилы (Нижне-Кокуйское проявление, жила 17, рудная зона V–VIII), либо корневые части высокозолотоносных жил Тасеевского месторождения (жилы 1, 3, 36 и др.).

Высокая тектоническая подвижность, эксплозивный вулканизм и проницаемость структур Балейского грабена изначально предопределили заложение и длительное развитие в нем золотопродуктивной Балейской рудно-магматической системы (РМС), функционировавшей в условиях малых глубин [Эволюция Балейской РМС …, 2005; Спиридонов, Зорина, Китаев, 2006]. Центр Балейской РМС соответствует Балей-Тасеевской зоне рудоотложения, расположенной в структурах южного обрамления Балейского полукупола как локальной структуры [Гладков, Корольков, Летунов, 1975], наследующей Центральный горстовый блок, который в связи с этим получил название «Центральный блок-полукупол».

Его происхождение, как и Балейской РМС, дискуссионно. Одни исследователи считают, что они возникли над крупным скрытым субвулканическим телом шошонит-латитового состава, небольшие выходы которого в виде разрозненных штоков встречаются на северовосточном фланге Балейского месторождения, непосредственно около зоны Борщевочного разлома [Таусон, Гундобин, Зорина, 1987]. Другие – причину видят в нахождении Балейского полукупола над кровлей интрузии лейкократовых высокалиевых гранитов, имеющих, предположительно, верхнеюрско-нижнемеловой возраст [Грабеклис, 1991]. Третьи появление этой структуры связывают с формированием Балейского диатектитового купола, возникшего как результат метасоматической гранитизации и плавления дезинтегрированных и флюидизированных пород фундамента [Тупяков, 2000].

О высокой флюидизации пород нижнего (гранито-гнейсовый фундамент), среднего (осадочно-вулканогенные формирования шадоронской серии) и верхнего (вулканогенноосадочный чехол нижнемеловых впадин) структурных этажей Балейского рудного поля свидетельствует площадная аргиллизация и сульфидизация, а также окварцевание вдоль широких зон (1–4 м). Особенно интенсивно проработка проявилась, по данным О. В. Русиновой и др. [Балейское рудное поле …, 1984], в нижнебалейских конгломератах и в верхнепалеозойских гранитоидах фундамента. Дополнительно о флюидизации говорит факт развития в чехле грабена разнообразных надрудных кремней, флюидно-реоморфических и эксплозивных брекчий [Максимов, 1968], т. е. продуктов активной гейзерно-гидротермальной деятельности. Эта деятельность, по мнению Ю. П. Писцова, С. С. Максимова [1988], активизировалась наличием в грабене локального палеоартезианского бассейна и крупного озерного бассейна, куда и шел выброс гидротерм. Ряд исследователей считают даже, что грубообломочные золотоносные толщи Балейского грабена имеют чисто флюидокластогенное происхождение [Гладков, Татаринов, Томилов, 1989].

Анализ знаков тектонических перемещений по системам субмеридиональных разрывов, секущих фундамент и осадочный чехол Балейского грабена, выявил шарнирный тип перекосов линейных блоков, вычленяемых по ним [Симонов, Максимов, 1985]. При этом, если южные края блоков подняты, то северные, наоборот, опущены (пример строения северного борта Балейского грабена) (рис. 45, разрез А–Б). В соседних блоках иная картина – южный край таких блоков опущен, а северный, наоборот, поднят. В итоге это создает асимметричную блоково-клавишную структуру всего грабена. В тыловых (опущенных) частях шарнирно сброшенных блоков по системам субширотных и северо-восточных разрывов развиваются листрические сбросы со значительной амплитудой (до 300–500 м), а в поднятых частях – встречные малоамплитудные взбросы и надвиги антитетического типа.

81

Рис. 45. План геологических и тектонических структур Балейского рудного поля (а) и тектонические схемы их формирования (б). Составлен С. П. Летуновым с использованием данных

джерольской свиты (АR2): 1 – хлоритовые и мусковитовые сланцы с прослоями мраморизованных известняков и микрокварцитов, 2 – комплекс гнейсов с телами амфиболитов, 3 – гранитизированные кварциты; 4–5 – ундинский гранитгранодиоритовый комплекс (Р1 – Т2): 4 – меланократовые гранитогнейсы, гранодиориты краевой фации (С2-Р1), 5 – лейкограниты заключительной фазы (Т3), 6–7 – борщевочный гранит-лейкогранитный комплекс (РZ3 – J3): 6 – граниты лейкократовые крупнозернистые (J2–3), 7 – граниты биотитовые гнейсовидные катаклазированные (РZ3 – J1). Сред-

ний структурный этаж. 8 – шадоронская серия (J2–3) (а – туфоконгломераты и туфопесчаники с горизонтами лавобрекчий андезитов, б – те же породы, интенсивно рассланцованные и катаклазированные), 9 – субвулканический комплекс (J3) – кварцевые диоритовые порфириты. Верхний структурный этаж (J3 – К1). 10 – конгломераты балейской свиты; 11 – вулканомиктовые гравелиты, песчаники и алевролиты нижненовотроицкой свиты; 12 – обвальные конгломератобрекчии с горизонтами дресвяников (верхненовотроицкая свита); 13 – каменские конгломераты.

Структурные обозначения:

14–15 – границы гранито-купольных структур: 14 – ядерных частей, 15 – периферических зон; 16 – 19 – разрывные нарушения: 16 – взбрососбросовые нарушения первого порядка (1 – Борщевочный), 17 – взбросы и надвиги второго (а) и третьего (б) порядков (2 – Каменский, 3 – Дутурульский), 18 – листрические сбросы и шарнирные сбросо-сдвиги второго (а) и третьего

(б) порядков (4 – Ундинский, 5 – Диагональный, 6 – система разломов № 1 и № 3, 7 – Киберевский, 8 – Фабричный), 19 – прочие разломы второго (а) и третьего (б) порядков; 20 – шарьированные блоки; 21 – направления шарнирного перекоса блоков; 22 – прототектоническая полосчатость (а) и геологические контакты (б); 23 – направления действия векторов сжимающих усилий; 24 – рудные тела и их номер; 25 – контуры золоторудных карьеров (– Северный, – Южный, – карьер по Рудной зоне № 1); 26 – наименование тектонических блоков Балейского грабена (А – Западный, Б – Центральный, В – Восточный); 27 – линия разреза А–Б.

Рудные тела Тасеевского месторождения спроецированы на дневную поверхность, четвертичные отложения сняты

82

Минерализация. Оруденение Балейского рудного поля ранее принималось за эталон эпитермальных золото-серебряных месторождений. Однако сначала [Ляхов, 1968], а затем [Юргенсон, Грабеклис, 1995], на основании изучения термобарогеохимическизх данных по ГЖВ, отнесли это месторождение к группе среднетемпературных рудных формаций, образовавшихся при температурах от 390 до 80 °С (при среднем значении около 240 °С) в приповерхностных условиях. По данным А. М. Спиридонова, Л. Д. Зориной, С. П. Летунова и В. Ю. Прокофьева [2010], в контурах рудного поля действительно преобладают жилы указанного типа (353–131 °С, при среднем значении в 241 °С) (рис. 46). Формировавшие их рудные растворы имели хлоридно-магнезиально-натриевый состав при обилии кремнезема (SiO2 до 23–37 % [Юргенсон, Юргенсон, 1995]). Содержание солей в этих растворах было незначительным: для первой стадии от 1,0 до 5,5 мас. % экв. NaCl; для второй – от 1,5 до 7,5 мас. % экв. NaCl.

Однако наряду с подобными чисто кварцевыми жилами есть как мощные тела горизонтов массивных кремневых пород среднетемпературного (220–270 °С [Балейское рудное поле …, 1984]), так и ритмически-полосчататых кремней низкотемпературного типа (191–154 °С), которые совместно с черными плотными кремнями позднего типа образуют пологозалегающие линзовидные тела в верхних частях жил.

Также установлено наличие небольших тел эксплозивных брекчий асимметричной формы [Балейское рудное поле …, 1984; Максимов, 1968; Фогельман, 1965], тел маломощных послойных туффизитов и окварцованных туфов (фондовые данные М. Ф. Кузнецова, 1974). Реже встречаются флюидно-реоморфические образования, которые представлены мелкодезинтегрированными инъекционными телами внутрипластового и секущего типов (диатектитами по В. Е. Тупякову [2000]). Находящиеся в их пределах жилки мелкозернистого кварца и черные кремнистые массы, цементирующие обломки ранних высоко- и среднетемпературных кварцев и ранних кремней двух предыдущих генераций, имеют самые низкие температуры формирования (150–125 °С), соответствующие условиям классической эпитермальной золотосеребряной формации, сопровождавшейся сурьмяной минерализацией.

Судя по графикам температуры и концентрации солей, рудный процесс как минимум распадался на два этапа (рис. 46, б). Особенно отчетливо это соотношение видно по данным графика содержания солей. В то же время показатели температур и давлений сильно варьировали, что объясняется фактами резкого приоткрывания рудовмещающих полостей и относительно быстрым охлаждением рудных растворов. При этих процессах содержание солей в растворах варьировало гораздо меньше. Вывод о двухэтапности развития золотоносной минерализации хорошо коррелируется с данными [Балейское рудное поле …, 1984] о наличии в контурах рудного поля двух продуктивных золото-кварцевых ассоциаций.

Богатое золотое оруденение балейского типа встречается как в породах нижнего структурного этажа (штокверк Северного карьера в гранитогнейсах фундамента грабена), так и в породах верхнего (осадочно-вулканогенного) структурного этажа (штокверк Южного карьера и жилы Тасеевского месторождения). Ряд этих жил непосредственно располаг а- ются в шовных зонах крупных нарушений, испытавших неоднократное внутрирудное по д- новление (ж. Контактовая, ж. № 17, Рудная зона № 1 и т. п.). В зависимости от типа вмещающей среды и различных геодинамических режимов находились морфологические ос о- бенности кварцевых жил и соотношение в них указанных полистадийных образований. При этом жилы, идущие из гранитоидных пород фундамента грабена в вулканиты шадоронской серии, меняют свой существенно кварцевый состав на кварц-карбонатный и карбонатный с их одновременным выклиниванием.

Жилы, залегающие в терригенных толщах, имеют самую повышенную мощность на тех интервалах, где они пересекают горизонты конгломератов. При подходе к перекрывающим горизонтам алевролитов, аргиллитов и песчаников нижненовотроицкой свиты новотроицкой серии они начинают ветвиться и выклиниваться зонами прожилкования. Таким образом, зона промышленного оруденения охватывает весь разрез нижнебалейской серии, имеющей мощность 300–350 м, а интервал оптимального (богатого) оруденения составляет 100–150 м, соответствующий мощности разреза среднебалейской свиты.

Пространственная организация рудоконтролирующих структур Балейского грабена.

Для уточнения элементов структурной упорядоченности и определения тектонических факторов рудоконтроля автором, помимо работ общегеологического плана, проводившихся им в 70–80-е гг., в начале 2000-х гг. было проведено изучение малых структурных форм Балейского

83

грабена. Оно осуществлено путем массовых замеров мелкой трещиноватости и других малых форм на 69 опорных структурных площадках (рис. 47). Они располагались в пределах пород кристаллического основания, т. е. вблизи бортоограничивающих разрывов, в осадочном чехле впадины, около рудоконтролирующих разрывов и в контурах рудных зон.

Рис. 46. Результаты термо- и криометрических исследований флюидных включений в кварцах Балейского рудного поля: А – зависимость содержания солей (в мас. % экв. NaCl) от температуры (1 – гетерогенные включения, 2 – гомогенные); Б – температурные диапазоны минералообразования; В – диапазоны изменения концентраций солей (мас. % экв. NaCl). Исполнитель В. Ю. Прокофьев.

Типы кварцев: I – мелкопластинчатый (раннепродуктивный) (Северный карьер); II – мо- лочно-белый мелкозернистый и гребенчатый (раннепродуктивный) (Северный и Южный карьеры); III – полупрозрачный серый друзовидный (межпродуктивный) (Северный карьер и рудная зона № 1 Тасеевского месторождения); IV – белый фарфоровидный (межпродуктивный) (Северный и Южный карьеры); V – крупнопластинчатый (Южный карьер); VI – скрытокристаллический темно-бурый (предпродуктиный) (южный борт Балейского грабена в районе жилы № 17); VII – колломорфнополосчатый и крустификационный (вторая продуктивная ассоциация) (Тасеевское месторождение, Южный карьер); VIIIгребенчатый полумолочный и белый фарфоровидный (послепродуктивные ассоциации) (Тасеевское месторождение, Южный карьер); IХ – кристаллический кварц «льдистого» облика (пострудный?) (верховья падей Каменка и Змеевка)

Первые восемнадцать структурных площадок располагались со стороны лежачего и висячего крыльев Борщевочного разлома. На одиннадцати площадках, замеренных в лежачем крыле, отмечается появление однотипных субмеридиональных поясов полюсов мелкой трещиноватости, проходящих через центр сферограмм. Оси этих поясов В1 располагаются на граммапроекциях плоскости Борщевочного разлома, указывая, исходя из сути метода В. Н. Даниловича, на их структурную взаимообусловленность. Такими характерными поясами полюсов «борщевочного типа», иногда меняющих свое простирание до северо-западного, фиксируются сбросо-взбросовые подвижки по шву Борщевочного разлома (рис. 48, а).

84

При этом в выявленном структурном парагенезе, указывающем на превалирование сбросовых подвижек по плоскости Борщевочного разлома, главными являются три основные (1, 2, 3) (повсеместно проявленные) и три дополнительные (4, 5 и 6) системы сколовых трещин (см. рис. 48, а). Последние три системы развиты только эпизодически, встречаясь по отдельности. Преобладающими из основных систем выступают осепродольные трещины, субнормальные Борщевочному шву (система ) и составляющие с ним угол в 84–88°. Вторая по интенсивности система – это трещины, субпараллельные главному шву (система 2). Наиболее слабо выраженной является система осепоперечных трещин (система 3), перпендикулярных шву Борщевочного разрыва. Только на ряде сферограмм осепоперечная система проявлена так же интенсивно, как и системы 1 и 2. Система трещин 4 с плоскостью главного шва образует угол 30°, а система 5 – угол в 60°. Сколы системы 6 по отношению к плоскости главного шва имеют обратное падение, а угол их скола равен 135–150°.

На диаграммах трещиноватости все выделенные шесть систем борщевочного типа объединяются в единый пояс полюсов трещин, соответствуя плану развития гексагонально-ромбической сети оперяющих трещин. Указанный структурный парагенез можно представить в виде модели ромба деформации (см. рис. 48, в). В ней отчетливо оформленными являются две диагональные плоскости (системы 5 и 6): плоскость, параллельная шву Борщевочного разрыва (система 2) и две дополнительные плоскости (системы 1 и 4), субнормальные граням ромбоэдра.

85

Рис. 48. Структурные парагенезы мелкой трещиноватости лежачего (А) и висячего (Б) крылев Борщевочного разлома, описываемые моделью гексагонально-ромбической сети трещин (В).

Цифры в кружочках – номера систем сколовых трещин, оперяющих Борщевочный разлом.

Условные обозначения для структурных диаграмм см. на рис. 30. Пространственное положение диаграмм указано на рис. 47. Пояснения в тексте

Подобный парагенез содизъюнктивных трещин, согласно взглядам ряда исследователей [Егоров, Иванюк, 1996; Лукьянов, 1980], характерен для В приконтактовой части крупных тектонических зон, имеющих значительные амплитуды сдвигового перемещения их крыльев. Борщевочный разлом, имеющий отчетливо выраженную сбросо-взбросовую кинематику, следовательно, надо понимать как зону сдвига, структурный парагенез которой развернут на 90°.

В пределах Борщевочного массива, помимо пояса полюсов сбросо-взбросового типа В1, иногда фиксируются и пояса полюсов трещиноватости второго («ундинского») типа, имеющие субширотную ориентировку (пояс В2) (рис. 48, б, сферограммы 6 и 7). Вблизи Борщевочного разлома пояс отличается слабой проявленностью и эпизодичностью. В структурном плане ундинский тип пояса характерен для систем субмеридиональных и СЗ разрывов, секущих и нередко значительно смещающих шов Борщевочного разрыва. Особенно широко системы трещин ундинского типа пояса полюсов развиты в висячем крыле Борщевочного разлома и в нижнемеловых отложениях Балейского грабена. В последнем случае трещиноватость рассматриваемого типа находится вблизи границ крупных тектонических блоков, испытавших вертикальные перемещения. Подобный тип трещиноватости, как это будет показано ниже, является типичным и для структурных планов Северного и Южного штокверков Балейского месторождения.

По времени заложение систем мелкой трещиноватости ундинского типа произошло близкоодновременно или несколько позднее борщевочного структурного плана. Об определенном динамическом взаимодействии двух типов разломно-трещинных сетей может свидетельствовать нахождение оси пояса В2 в узле пересечения плоскостей Борщевочного и Ундинского разломов (рис. 48, б, сфер. 7).

В поясах ундинского типа строго повторяющихся максимумов, характерных для стандартных систем трещин сдвигового парагенеза, нет, так как угол между плоскостями разрывов и системой трещин отрыва на одних участках составляет порядка 32–40°, а на других – 80–90°.

86

В целом такая система трещин больше соответствует косоугольной сети. Отсутствие четкой пространственной системности в узорах максимумов мелких трещин ундинского типа, возможно, свидетельствует о фактах неоднократного залечивания плоскостей таких разрывов и их последующем тектоническом подновлении, но уже в несколько иной тектонической обстановке, выраженном в: 1) некотором изменении величины бокового сжатия; 2) смене знака тектонической подвижки; 3) смене реологических свойств, произошедших по причине флюидизации или осушения, а также остывания-нагревания и тому подобных явлений. При этом направление основного вектора тектонического транспорта не менялось.

В шовной зоне Борщевочного разлома, помимо пояса ундинского типа, иногда развивается пояс полюсов, идущий вдоль граммапроекции самой плоскости этого разлома, определяемый как «пояс по простиранию основной структуры». Трещиноватость подобного типа развита только в остеклованных зонах милонитов, представляющих собой, по-видимому, псевдотахилиты начальной стадии развития. Мощности остеклованных тел около 0,2–0,5м. Они имеют отчетливые контакты с катаклазированными гранитами и разбиты многочисленными поздними трещинами закрытого и зияющего вида, ориентированных строго поперек к плоскости разломной структуры. Появление таких трещин явилось, вероятно, следствием либо разгрузки внутренних напряжений, возникших при термической контракции, либо следствием гравитационного раздавливания тонких и хрупких псевдотахилитовых «даек» висячим крылом Борщевочного разлома. Однако вне зависимости от трактовки их генезиса эти трещины никак не связаны со знаком тектонических перемещений по Борщевочному разлому, к тому же они являются самыми поздними в истории формирования Борщевочной зоны.

Вблизи шовной зоны Борщевочного разлома отмечаются зоны бластомилонитов нескольких возрастных типов, косо секущих друг друга. Это наблюдение подтверждается наличием двух генераций порфирокластических выделений плагиоклаза и порфиробластических кристаллов ортоклаза, а также двух типов кварцев [Васильченко, 1959]. При этом линейность поздней генерации ортоклазов с отчетливым «угловым несогласием» пересекает структурный план тектонической сланцеватости.

По нашим данным, в пределах тектонического шва Борщевочного разлома устанавливается нескольких возрастных генераций тектонических зеркал. Наиболее ранними из них являются взбросовые ( -угол склонения борозд составляет 130° ЮВ), которые фиксируются на пологонаклонных поверхностях зеркал скольжения. На крутонаклонных они затушеваны отчетливо выраженными сбросовыми ( = 160–1700 ЮВ) и неотчетливо выраженными сдвиговыми бороздами ( = 80° В).

В 300–700 м от контакта в глубь Борщевочного массива господствует сбросовый структурный план, реставрируемый по хорошо развитым здесь зеркалам скольжения. При этом по данным замеров мелкой трещиноватости здесь в качестве реликтового слабо «просвечивает» взбросовый структурный план, реставрируемый по методу П. Н. Николаева. Помимо вышеуказанных двух динамических обстановок выявляется и наиболее древняя система тектонических перемещений сбросового типа с вектором подвижки по азимуту склонения 130° ЮВ. Этот вектор устанавливается по наличию флексурообразных изгибов пегматоидных жил, раздувы мощностей которых указывают на сбросовый тип подвижек по жиловмещающим плоскостям. Характерной особенностью данных флексур является их расположение на относительно крутонаклонных интервалах залегания плоскости Борщевочного разлома, превышающей угол падения 40°.

При этом если в эндоконтактовой части Борщевочного массива поле тектонических напряжений отвечало субвертикальному сжатию, то в экзоконтактовой, т. е. в висячем крыле Борщевочного разлома, устанавливается субмеридиональное горизонтальное сжатие, дополненное субвертикальным растяжением. В обоих случаях вид напряженного состояния горного массива неоднократно менялся от одноосного к трехосному типу деформирования.

Отреставрированные по зоне Борщевочного разлома вектора разновозрастных тектонических перемещений имеют закономерно ортогональный план своего расположения: склонение вектора подвижки для сбросового (борщевочного) поля напряжений составляет 177 22°, а для ундинского (правостороннего взбросо-сдвига) азимут восстания составляет

260 16° (рис. 48, б, сфер. 6).

87

Полное отсутствие или редуцированное развитие в висячем крыле Борщевочного разлома взбросо-сбросового (борщевочного) структурного плана мелкой трещиноватости, столь характерного для его лежачего крыла, скорее всего, обусловлено рядом причин. Во-первых, более ранним заложением систем взбросо-сбросовых трещин по отношению к затушевывающему их сдвиговому структурному плану ундинского типа. Во-вторых, относительно более низкими значениями общей величины напряженности взбросо-сбросового поля в его висячем крыле. Здесь напряжения успевали релаксировать по имеющейся густой системе сформировавшихся к тому времени межблоковых осепродольных сбросов, входящих в структуру Балейского грабена (Ундинский и Главный сбросы, Контактовый разлом и др.).

Изучение структурных особенностей зоны контакта между гранитоидным фундаментом и меловыми отложениями, вскрытыми в Северном карьере, позволяет выявить здесь системы пологих зон рассланцевания с глинкой трения как надвигового, так и сбросового (поддвигового по П. С. Бернштейну [1959]) типов, описанных впервые Н. Н. Горностаевым [1934]. Интерес к ним вызван их рудоконтролирующей ролью по отношению к системам пологих жил и зон штокверкового прожилкования. Сбросовый (поддвиговый) характер подвижек фиксируется по ряду структурных данных: а) наличие сбросовых направлений смещения на тектонических зеркалах скольжения; б) смещение головных частей, срезанных пологими сбросами крутонаклонных жил (пример близкорасположенных крутонаклонных жил Тасеевского месторождения, первоначально известных как ж. 28 и ж. 27, оказавшимися после доизучения составными частями единой структурой рудной зоны III, верхняя часть которой срезана сначала пологим сбросом, а затем и крутонаклонным Разломом № 2 (см. рис. 17 из [Геологическое строение …, 1961]); в) совпадение на структурных диаграммах положения плоскостей зон субгоризонтального рассланцевания с системой сколов № 6 борщевочного структурного парагенеза (см. рис. 48, разрез). Надвиговый тип подвижек в зонах такого субгоризонтального рассланцевания реставрируется: а) по фактам взбросового смещения крутонаклонных жил Балейского штокверка, описанных в трудах первых исследователей Балейского месторождения Н. Н. Горностаева, С. А. Музылева, Н. И. Зайцева, Н. И. Тихомирова и П. С. Бернштейна, изучавших строение месторождения в 30–50-е гг. прошлого века; б) по наличию субмеридионального пояса полюсов, образовавшегося в обстановке субгоризонтального сжатия, приводившего к развитию взбросовых перемещений по пологим тектоническим плоскостям южного падения (рис. 49, схема Б1, сфер. Д-45).

Однако позднее такие взбросы рядом исследователей были неправомерно отнесены к типу послойных прибортовых срывов-сбросов и структур подводного оползания, связанных с активным прогибанием дна Балейского грабена. По нашим данным, в северных прибортовых частях Балейского грабена есть как преобладающие пологие сбросы, так и пологие взбросонадвиги. Их первое отличие в том, что пологие сбросы падают только в южном направлении, а взбросо-надвиги еще дополнительно и в северном, восточном, и западном. Часто следы обоих типов перемещения фиксируются на одних и тех же плоскостях пологих разрывных структур. В этом данные плоскости похожи на Борщевочный разлом не только по элементам залегания, но и по типу многоэтапной кинематики перемещений по ним, носившей взбросо-сбросовый характер.

В целом вышерассмотренные зоны пологого рассланцевания, косо секущие структуры осадочного чехла и фундамента Балейского грабена, представляют собой оперяющие системы Борщевочного разлома, развитые в его висячем крыле, но находящиеся в пределах осадочного разреза Ундино-Даинской впадины и ряда грабенов. Из этого следует, что формирование рудоконтролирующих структур, находящихся в Балейском грабене, происходило в зоне динамического влияния Борщевочного разлома. Этим обстоятельством определяется сложный характер развития рудоконтролирующих структур Балейского рудного поля, представляющих собой пример динамического взаимодействия сбросовых, взбросовых и сдвиговых дислокаций, попеременно развивавшихся в разные периоды развития сопряженных структур Балейского грабена и Борщевочного свода.

Структура Балейского купола (полукупола). Дополнительное осложнение в строение месторождения, как указывалось, вносила локальная купольная структура, развитая как в породах фундамента северного борта Балейского грабена, так и в его осадочном чехле и известная в литературе как Балейский купол. Впервые Балейский купол под названием «Балейский полукупол» как конкретная рудоконтролирующая структура с поперечником порядка 1,5 км

88

В. Е. Тупякова [2000], А. М. Спиридонова, Л. Д. Зориной, Н. А. Китаева [2006] и др. Структурно он располагается в пределах Центрального приподнятого блока и поэтому эту структуру иногда называют блоково-купольной (рис. 49, А).

Рис. 49. План (А) и этапность формирования (Б) структуры Северного штокверка Балейского месторождения (составил С. П. Летунов).

1–2 – каолинизированные гранитоиды ундинского комплекса: 1 – меланократовые гранодиориты полосчатые и гнейсовидные, 2 – лейкократовые граниты среднезернистые; 3–5 – «осветленные» нижнемеловые отложения (балейская свита): 3 – базальные полимиктовые конгломераты, 4 – дресвяники и песчаники с мелкогалечными конгломератами, 5 – черные алевролиты-тектономикститы; 6–9 – тектонические нарушения и их номер: 6 – крутонаклонные разломы многоэтапного развития (1 – Фабричный, 2 – Контактовый, 7 – оперяющие системы разлома № 3), 7 – взбросо-надвиги и поддвиги (а – первого, б – второго порядков) (3 – Дуговой, 4 – Жаровская зона смятия, 5 – разлом по жиле № 89, 6 – Пологая зона смятия) (штрихи направлены в сторону висячего крыла); 8 – сбросо-сдвиги с указанием типа подвижки; 9 – сбросы и срывы (штрихи в сторону опущенного крыла); 10 – кварц-золоторудные жилы; 11 – элементы залегания гнейсовидности (а) и контактов геологических тел (б); 12 – элементы прототектонической полосчатости; 13 – контуры Северного карьера; 14 – пункты замеров диаграмм мелкой трещиноватости и их номер.

Условные для структурных диаграмм: 15 – номер сферограммы и количество замеров поверхностей трещин (в круглых скобках дано количество замеров прожилков и жил, в квадратных скобках – количество замеров зеркал скольжения); 16–18 – граммапроекции плоскостей: 16 – сколовых систем (а) и трещин отрыва (б), 17 – сдвиговых (а) и взбросовых (б) поверхностей, 18 – прожилков (а) и кварцевых жил (б); 19 – вектор тектонической подвижки; 20 – пояса полюсов трещин (а) и кварцевых прожилков (б); 21 – проекция оси пояса

и растягивающих усилий ( 1); 24 – траектории миграции осей главных нормальных напряжений для периода рудообразования; 25 – сектора выхода осей тектонических напряжений: а– 1, б– 2, в– 3; 26–27 – вид эллипсоида деформации для условий растяжения-сжатия (26) и сдвига (27)

89