Структурные условия формирования коллизионных месторождений золота восточного склона Южного Урала

Защищаемое положение 2. На восточном склоне Южного Урала установлены и охарактеризованы две главные стадии коллизионных деформаций позднепалеозойского возраста: 1) шарьирования и надвигообразования (С2) и 2) сдвигообразования в режиме левосторонней транспрессии (С2-Р). С первой стадией тектогенеза связано окончательное формирование бивергентной надвиговой структуры региона. На второй стадии надвиговый пояс был трансформирован в зону транскуррентного левого сдвига.

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.

Стадия шарьирования и надвигообразования (С₂). 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 (ГУР) и Восточно-Магнитогорского (ВМР) 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].

Строение позднепалеозойского надвига зоны ГУР определяют покровно-надвиговые структуры более высоких порядков, смятые в процессе деформаций в антиформные и синформные складки север-северо-восточного простирания. Со складками сопряжены западновергентные взбросы и надвиги второй генерации (Яльчигуловский, Аушкульский, Западно-Ирендыкский и др.) [Знаменский, 19991; Знаменский и др., 2000₁; Серавкин и др., 2000, 2003]. В строении надвиговых пластин участвуют породы различного возраста, включая фаунистически датированные отложения серпуховского яруса, например, на Миндякском золоторудном месторождении. На северном фланге разломной зоны надвиговые структуры пересекаются интрузивными телами Балбукского комплекса (С₂-Р), контролируемыми сдвиговыми нарушениями второй стадии тектогенеза [Знаменский, 2001].

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

Из-за сильной нарушенности зоны ВМР 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: Тунгатаровского, Карагайлинского, Агыро-Буйдинского (Буранного), Учалинского, Бурибайского, Балта-тауского, а также центрального сместителя зоны Кизильских разломов.

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 микроконтинентальные блоки, общекоровых Карталинского и Николаевского (Денисовского) разломов западного падения (рис. 3). На профиле Уралсейс разломы коррелируются с мощными 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 околорудных метасоматитов 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.