WWW.DISSERS.RU

БЕСПЛАТНАЯ ЭЛЕКТРОННАЯ БИБЛИОТЕКА

   Добро пожаловать!


 

На правах рукописи

Кисин Александр Юрьевич

ЗАКОНОМЕРНОСТИ РАЗМЕЩЕНИЯ И ПРОГНОЗ МЕСТОРОЖДЕНИЙ ПОЛЕЗНЫХ ИСКОПАЕМЫХ НА ОСНОВЕ МОДЕЛИ БЛОКОВОЙ СКЛАДЧАТОСТИ

Специальность: 25.00.11 - «Геология, поиски и разведка твердых

  полезных ископаемых, минерагения»

АВТОРЕФЕРАТ

диссертации на соискание ученой степени

доктора геолого-минералогических наук

Пермь 2009

Работа выполнена в Институте геологии и геохимии УрО РАН,

г. Екатеринбург

Научный консультант академик РАН, д. г.-м. н. В. А. Коротеев

Официальные оппоненты:

  член-корр. РАН, доктор геолого-минералогических наук

Золоев Ким Карпович

(Уральская комплексная геолого-съемочная экспедиция,

  г. Екатеринбург)

  доктор геолого-минералогических наук

  Леонов Михаил Георгиевич

  (Геологический институт РАН, г. Москва)

доктор геолого-минералогических наук

  Чайковский Илья Иванович

  (Горный институт УрО РАН, г. Пермь)

Ведущее предприятие: Институт геологии Коми НЦ УрО РАН, г. Сыктывкар

Защита состоится 21 января 2010 г. в 1515 часов на заседании диссертационного совета Д 212.189.01 при Пермском государственном университете, по адресу:

614990, г. Пермь, ул. Букирева, 15. Пермский госуниверситет.

Факс: (3422)-33-39-83

E-mail: geophysic@psu.ru

С диссертацией можно ознакомиться в библиотеке Пермского государственного университета.

Автореферат разослан __ декабря 2009 г.

Ученый секретарь диссертационного совета Д 212.189.01

доктор технических наук, профессор В. А. Гершанок

Общая характеристика работы

Актуальность темы диссертации. Исследования направлены на разработку теоретических основ формирования эндогенных месторождений полезных ископаемых (МПИ) коллизионного и постколлизионного этапов, изучение закономерностей их пространственного размещения в различных тектонических блоках земной коры, определение геологических предпосылок формирования и совершенствование прогнозно-поисковых методов применительно к различным иерархическим уровням. Актуальность исследований приобретает особое значение в связи с истощением запасов эксплуатируемых МПИ и ростом материально-финансовых затрат на поиски и разведку новых. Методы прогнозирования МПИ разрабатываются многими поколениями геологов. Их результативность отражена в создании к концу 20-ого столетия мощной мировой минерально-сырьевой базы. Крупные структуры земной коры составляют основу регионального прогнозирования МПИ. Концепция тектонически и реологически расслоенной коры [Тектоническая расслоенность…, 1980, 1982, 1990; Ю. Леонов, 1991 и др.] позволяет объяснить характер деформаций в коллизионном поясе моделью блоковой складчатости [Кисин, 2008 и др.], построенной на мобилистких принципах, и рассматривать их как коллизионно-складчатые (мобильные) пояса, обладающие строгой многоуровневой внутренней структурой.

Любые геологические процессы, включая рудообразование, нуждаются в источниках энергии. Как отметил В.И. Смирнов [1981, с. 5], «для образования любого месторождения… требуется вклад крупной дозы энергии». Большое количество энергии задействовано в коллизионном процессе, который сопровождается метаморфизмом, магматизмом и рудообразованием. Распределение тектонической энергии в земной коре контролируется крупными структурами. Следовательно, они в состоянии контролировать и различные геологические процессы, включая метаморфизм, магматизм и рудообразование. Для прогноза МПИ важно рассмотрение процесса рудообразования в комплексе со всеми другими геологическими процессами, с которыми они имеют генетические и парагенетические связи. Изучению связей между структурами земной коры и синтектоническими геологическими процессами, особенно рудомобизующими и рудообразующими, направлены исследования, изложенные в данной работе.

Цели и задачи исследований. Основная цель исследований – изучение роли блоковой складчатости в структурно-вещественном преобразовании земной коры, в подготовке рудогенерирующих и рудовмещающих структур, в формировании и закономерности размещения МПИ. Для этого решались следующие задачи:

1. Роль блоковой складчатости:

- в дестабилизации и структурно-вещественных преобразований земной коры;

- в подготовке рудовмещающих структур;

- в создании рудомобилизирующих факторов и условий направленного перемещения рудного вещества.

2. Минерагеническая специализация блоков положительного и отрицательного изгиба.

3. Особенности рудной специализации блоковой складчатости мобильных поясов и активизированных участков платформенной коры.

4. Границы использования модели блоковой складчатости для прогнозирования МПИ.

Фактический материал. В основу диссертации лег фактический материал, собранный автором в период работы геологом и старшим геологом в системе ПО «Уралкварцсамоцветы» (1971-1988 гг.), а затем в Институте геологии и геохимии УрО РАН. В 1979-1987 гг., на площади Кочкарского антиклинория (Ю. Урал), автору довелось проводить геологоразведочные работы на аметисты, розовые топазы, рубины и пегматиты с драгоценными камнями. Были выполнены сотни километров маршрутов, проведены буровые (несколько тысяч погонных метров) и горные работы (канавы, шурфы, траншеи, карьеры). Общий объем валовых проб измерялся тысячами м3. Автором лично проведен минералогический анализ 11 тыс. шлиховых проб, изучены многие сотни прозрачных шлифов, полированных и препарированных образцов, обработаны сотни химических и спектральных анализов, составлены различные геологические карты и схемы, вошедшие в производственные отчеты. В процессе производства геологоразведочных работ автор уже руководствовался идеей блоковой складчатости. В последующие годы и по настоящее время эти представления проверялись и развивались на площадях Мурзинско-Адуйского, Джабык-Карагайского и Суундукского антиклинориев, Тагильского прогиба и Алапаевско-Теченского синклинория (восточный склон Урала), восточной части Восточно-Европейской плиты (по грантам РФФИ № 04-05-96093, НШ–85.2003.5, Программе ОНЗ № 10), в центральной части о. Мадагаскар. Методами физического эксперимента изучены некоторые особенности деформации среды в условиях блоковой складчатости.

Личный вклад автора. Идея блоковой складчатости и все разработки по ней, включая использования ее для прогноза эндогенных МПИ, принадлежат автору. В разработках принимали участие (консультации, обсуждение) академик РАН В.А. Коротеев и доктор геолого-минералогических наук В.Н. Сазонов. Полевые исследования, экспериментальные работы и обработка материалов выполнены автором. Материалы, представленные в диссертации, при отсутствии библиографических ссылок принадлежат автору.

Научная новизна

1. Создана основа для совершенствования прогнозно-поискового комплекса на различные рудные и нерудные эндогенные МПИ коллизионно-складчатых поясов и зон их динамического влияния на активизированные участки платформ.

2. Модель блоковой складчатости не имеет аналогов в мире и принципиально отличается от всех имеющихся в этой области разработок. Впервые складчатость показана не в виде синусоидальных изгибов, а в виде блоков подвергнутых изгибной тектонике, в которых протекают сложные, неравномерные деформации. Кора сохраняет форму плиты, что позволяет ей передавать напряжения сжатия на расстояния. Тектоническая энергия сжатия фокусируется изгибами на относительно небольшие объемы коры, что создает участки ее концентрации, вызывающие дестабилизацию системы и протекание различных геологических и рудообразующих процессов.

3. Блоковая складчатость подчиняется принципу унаследованности.

4. Движение флюидов на коллизионном этапе контролируется градиентами стрессовых напряжений, вызванных изгибами.

5. Показана роль блоковой складчатости в формировании и размещении эндогенных месторождений различных полезных ископаемых коллизионного и постколлизионного этапов.

Практическая значимость. Модель блоковой складчатости позволяет:

1. Типизировать тектонические структуры коллизионного этапа, определять характер геологических процессов, сопровождающих становление этих структур, и их минерагеническую специализацию.

2. Осуществлять многоуровневый (региональный и локальный) прогноз на различные эндогенные МПИ, генетически связанных с коллизионными и постколлизионными процессами в мобильных поясах и зон их динамического влияния на активизированные участки платформ.

3. Разработанные автором принципы прогнозирования рубиновой минерализации в мраморах [Кисин, 1991], основанные на модели блоковой складчатости, позволили выявить рубиновую минерализацию в четырех метаморфических комплексах Урала, образующих прерывистую субмеридиональную полосу протяженностью более 600 км. Эти принципы проверялись автором в Чехии, Калифорнии и на о. Мадагаскар, показав высокую результативность. На основе модели блоковой складчатости предложен метод прогнозирования хрусталеносных кварцевых жил в надкупольных структурах. Выявлены закономерности размещения и минерализации пегматитов в дайках лейкократовых гранитов, в зависимости от морфологии контактов, также показавшие высокую эффективность.

Публикации и апробация результатов работы. По теме диссертации имеется 140 публикаций, в т.ч. 1 монография и 11 статей в рецензируемых журналах по списку ВАК. Результаты исследований докладывались на 56 научных конференциях различного ранга (Региональных, Всесоюзных, Российских и Международных). Среди них: II Уральское металлоген. сов. «Геодинамика и металлогения Урала» (Свердловск, 1991); 6-я Зоненшайновская конф по плейттектонике (Москва, 1998); XIII Геол. съезд Респ. Коми (г. Сыктывкар, 1999); III Всеурал. металлоген. сов. (Екатеринбург, 2000); «Геология и полезные ископаемые Западного Урала» (Пермь, 2000-2009); Уральская летняя мин. школа (Екатеринбург, 2000, 2005, 2008); Межд. науч. конф. (Чтения А.Н. Заварицкого) (Екатеринбург, 2001-2009); V Межд. конф. “Новые идеи в науках о Земле” (Москва, 2001); «Алмазы и алмазоносность Тимано-Уральского региона», Всерос. сов. (Сыктывкар, 2001); «Дегазация Земли: геодинамика, геофлюиды, нефть и газ», Межд. конф. пам. П.Н. Кропоткина (Москва, 2002). «Генезис нефти и газа», Всерос. конф. (Москва, 2003, 2006, 2008); «Углерод, минералогия, геохимия и космохимия», Межд. конф. (Сыктывкар, 2003); «Напряженно-деформированное состояние и сейсмичность литосферы», Всерос. сов. (Иркутск, 2003); «Вулканизм и геодинамика», 2-й Всерос. симп. по вулканологии и палеовулканологии (Екатеринбург, 2003); «Геология и минеральные ресурсы европейского северо-востока России», XIV Геол. съезд Респ. Коми (Сыктывкар, 2004); Тектоническое сов. (Москва, 2005-2008); «Строение, геодинамика и минерагенические процессы в литосфере» 11-й Межд. науч. конф. (Сыктывкар, 2005); Межд. науч. конф. (Чтения памяти С.Н. Иванова), (Екатеринбург, 2006, 2008). 7 Урал. рег. литолог. сов. (Екатеринбург, 2006); «Углеводородный потенциал фундамента молодых и древних платформ: Перспективы нефтегазоносности фундамента и оценка его роли в формировании и переформировании нефтяных и газовых месторождений», Межд. науч. конф. (Казань, 2006); «Геодинамика формирования подвижных поясов Земли», Межд. науч. конф. (Екатеринбург, 2007). Межд. конф. «Изменяющаяся геологическая среда: пространственно-временные взаимодействия эндогенных и экзогенных процессов (г. Казань; 13 – 16 ноября, 2007 г.). Межд. конф. «Рудогенез» (2-7 февр. 2008 г, г. Миасс.). Межд. минералог. семинар «Структура и разнообразие минерального мира». (Сыктывкар, 2008). 5-го Всерос. литолог. сов. (Екатеринбург, 14-16 октября 2008 г.) «Типы седиментогенеза и литогенеза и их эволюция в истории Земли». (Екатеринбург, 2008). Годичное собрание РМО. (Екатеринбург:, 2008). VII Межрег. науч.-практ. конф. «Геология, полезные ископаемые и проблемы геоэкологии Башкортостана, Урала и сопредельных территорий». (Уфа, 19-21 ноября, 2008). XIV Межд. конф. «Связь поверхностных структур земной коры с глубинными». (Петрозаводск, 2008). «Проблемы минералогии, петрографии и металлогении». Науч. чтения памяти П.Н. Чирвинского. (Пермь, 2002, 2004-2009). XV Геол. съезд Респ. Коми «Геология и минеральные ресурсы европейского северо-востока России: (Сыктывкар, 2009).

Объем и структура работы. Структура работы определяется раскрытием основных защищаемых положений и состоит из введения, 5 глав, заключения, списка литературы из 382 наименований и приложения. Объем работы 457 стр., из них 409 стр. текста с 187 рисунков и 9 таблиц.

В первой главе рассматривается состояние проблемы складчатости земной коры и приводится краткий обзор мнений исследователей по ее решению. Приводятся сведения о строении земной коры, ее реологической и тектонической расслоенности, подвижности консолидированной коры. Рассматриваются деформации пород и некоторые элементы кинематического анализа.

Во второй главе излагается модель блоковой складчатости и ее роль в образовании эндогенных месторождений различных полезных ископаемых (создание метастабильной системы, структурно-вещественные преобразования горных пород, мобилизация и переотложение рудного вещества и т.п.).

В третьей главе рассматривается Кочкарский, Суундукский и Мурзинско-Адуйский метаморфические комплексы восточного склона Урала, как примеры блоков положительного изгиба коры в мобильных поясах. Обсуждается их металлогеническая специализация и характер распределения месторождений полезных ископаемых.

В четвертой главе описывается Сафьяновское месторождение медно-цинковых сульфидных руд, как пример месторождения в блоке отрицательного изгиба коры мобильных поясов. Анализируется его структурное положение, разрывная тектоника, взаимоотношения между рудой и тектоническими нарушениями. Определяется тип месторождения.

В пятой главе рассматриваются геологические структуры восточной окраины ВЕП, происхождение которых связано с деформациями коры в зоне динамического влияния Урала в позднепалеозойское время. В качестве примера блока положительного изгиба платформенной коры приводится Кунгурско-Красноуфимский свод, а в качестве блока отрицательного изгиба – Осинская впадина.

В заключении сформулированы основные результаты исследований.

Защищаемые положения

1. Блоковая складчатость структурирует коллизионные пояса и активизированные участки платформ зоны их динамического влияния, создавая основу для многоуровневого прогнозирования месторождений полезных ископаемых.

2. Минерагения блоков положительного изгиба определяется прямым градиентом стрессовых напряжений и гидротермально-метасоматическими процессами (гранитизацией, альбитизацией, грейзенизацией и др.).

3. Минерагения блоков отрицательного изгиба имеет рудную направленность, которая определяется вещественным составом коры и действием обратного (запирающего) градиента стрессовых напряжений.

4. Различия в минерагении коллизионных поясов и активизированных платформенных областей обусловлены, преимущественно, геологической предысторией и разницей в скорости деформации при блоковой складчатости.

Благодарности. Данная работа не могла быть выполнена без заинтересованного и активного участия академика В.А. Коротеева, которому автор выражает свою искреннюю признательность. На протяжении всего времени работы над моделью блоковой складчатости и ее приложением к геологии месторождений полезных ископаемых автор пользовался советами и консультациями В.Н. Сазонова. Различные проблемы, затронутые в работе, обсуждались с В.И. Вагановым, Ю.Г. Леоновым, М.Г. Леоновым, В.И. Макаровым, А.М. Никишиным, В.М. Проворовым, Н.П. Юшкиным и коллегами по Институту. В сборе материалов помощь оказали В.М. Неганов и В.М. Горожанкин. В лабораторных исследованиях большую помощь оказали А.Б. Макеев, В.И. Силаев, Д. Варламов, С. Репина. Всем им автор выражает искреннюю благодарность.

Защищаемые положения и их обоснование

1. Блоковая складчатость структурирует коллизионные пояса и активизированные участки платформ зоны их динамического влияния, создавая основу для многоуровневого прогнозирования месторождений полезных ископаемых.

Основные проблемы образования складчатости продольного изгиба заключаются в передаче напряжений на расстояние [Бронгулеев, 1947; Белоусов, 1947; Гзовский, 1975 и др.] и необходимости чрезвычайно больших критических напряжений горизонтального сжатия для деформации коры [Тёркот, Шуберт, 1985]. По расчетам, приведенным в диссертации, критические напряжения для потери изгибной устойчивости коры толщиной 20 км при продольном изгибе составляют около 3,46 ГПа (34,6 кбар), что считается нереально. Для смещений в плоскости надвига, достигающего подошвы упругой коры, требуются напряжения от 1,26 ГПа (12,6 кбар) до 168 МПа (1,68 кбар). Такие напряжения не кажутся слишком большими и, судя по минеральным ассоциациям метаморфических пород в верхней коре, вполне достижимы.

Экспериментальными методами установлено, что для возникновения складчатости при горизонтальном сжатии необходима слоистая среда, состоящая из чередующихся упругих и пластичных слоев, которые получили названия компетентный и некомпетентный слои, соответственно [Willis, 1892]. Понятие это относительное и применимо лишь к конкретным контактирующим слоям. Согласно модели реологически и тектонически расслоенной коры [Пейве, 1963; Буртман, 1973; Тектоническая расслоенность…, 1980, 1982, 1990; Иванов, 1990; Ю. Леонов, 1991, и др.], ее условно можно разделить на упругую (верхнюю) и пластичную (нижнюю). Упругая верхняя кора отвечает понятию компетентный слой, который подстилается некомпетентным слоем - нижней корой. Ниже располагается вязкоупругая верхняя мантия. Выше упругой коры находится ультрапластичная атмосфера (гидросфера), играющая роль некомпетентного слоя. Горизонтальные размеры напряженного участка земной коры значительно превышают ее толщину. Следовательно, земная кора совместно с окружением представлена компетентным и некомпетентными слоями, горизонтальные размеры которых многократно превышают их толщину.

Потеря изгибной устойчивости земной коры посредством надвига и тектонопары «надвиг-продольный изгиб» рассмотрена ранее [Кисин, 2005, 2007; Кисин, Коротеев, 2007] и кратко излагается ниже. Положим, что под действием горизонтальной тектонической силы Р в упругой верхней коре возник надвиг, достигающий ее подошвы (рис. 1). При первом же смещении в плоскости надвига, в подошве активной плиты возникнет проблема пустого пространства. Кора деформируется по законам физики сплошных сред [Тёркот, Шуберт, 1985; Лукьянов, 1990; Лобковский и др., 2004; Гончаров и др., 2005 и др.] и образование пустого пространства в подошве коры исключено. Возникают реактивные напряжения, которые обусловлены двумя главными реактивными силами: весом «опертой» по краям плиты (Р1) и «невозможностью возникновения пустого пространства» (Р2). Сила Р1 симметрична и сосредоточена в центре тяжести сечения плиты. Сила Р2 асимметрична и достигает максимума непосредственно справа от линии пересечения плоскости надвига с подошвой упругой коры. Векторы сил Р1 и Р2 ориентированы вдоль вертикальной оси y, направлены вниз и суммируются. Сумма сил Р1 и Р2 равна силе Р (Р=Р1+Р2=Рs). Поэтому смещение активной плиты в плоскости надвига становится невозможным (главные касательные напряжения равны нулю). Сила Рs полностью блокируют действие силы Р.

Суммированная реактивная сила Ps приложена несколько правее надвига, но левее центра тяжести сечения и вызывает в плите поперечный изгиб. Реактивная сила Ps при формировании поперечного изгиба играет роль упора, не позволяющего плите перемещаться вверх. Таким образом, точка перегиба смещена от центра тяжести сечения в сторону надвига. Величина смещения зависит от времени релаксации напряжений, угла падения плоскости надвига, величины горизонтальной тектонической силы и изгибной жесткости плиты. Изгибная жесткость коры в значительной степени зависит от скорости нагружения системы. Возникновение точки перегиба означает потерю изгибной устойчивости плиты. Одновременно слева от надвига возникает положительный перегиб плиты, максимально приближенный к надвигу и обусловленный вертикальной суммарной реактивной силой, сосредоточенной на краю плиты (рис. 1).

Действие суммарной силы Ps на начальном этапе деформаций можно рассматривать как действие сосредоточенной поперечной силы (мягкий штамп), вызывающий поперечный изгиб плиты. Если критические напряжения для смещения по надвигу коры толщиной 20 км составляют 1,68-12,6 кбар (см. выше), то Рs имеет ту же величину и ее вполне достаточно для изгиба коры на относительно коротком отрезке. В противном случае она блокирует смещения в плоскости надвига.

Таким образом, можно сделать вывод, что если горизонтальная тектоническая сила способна (по величине) к образованию надвига в земной коре, то она способна и к образованию продольного изгиба коры. Реактивные силы вызывают минимизацию радиуса изгиба, усиливающую изгибающие моменты, что видно и из формулы [Тёркот, Шуберт, 1985]: , где М – изгибающий момент; D – изгибная жесткость; R – радиус кривизны. Надвиг обеспечивает изгибные деформации коры при любых сжимающих девиаторных напряжениях.

Рис. 1. Потеря изгибной устойчивости коры при надвигообразовании (тектоно-пара «надвиг-продольный изгиб»)

Цифры: 1 – упругая кора; 2 – пластичная кора; 3 – изгибающие моменты. Буквы: Р – активная тектоническая сила; Р1 – реактивная сила, связанная с весом плиты; Р2 – реактивная сила, связанная с невозможностью возникновения пустого пространства (белый треугольник на границе верхней и нижней коры); Pm – сила порожденная изгибающими моментами; Ps – суммированные реактивные силы. Пояснения в тексте

Возникновение перегиба плиты - это предел действия силы Ps, поскольку исчезают причины ее породившие. Далее изгибы развиваются уже в результате прямого действия силы Р и изгибающих моментов по механизму продольного изгиба. Плоскость надвига испытывает вращение по часовой стрелке. Согласно закону парности изгибающих моментов, по другую сторону точки перегиба возникает изгибающий момент с вращением против часовой стрелки. Упругая верхняя кора вдавливается в пластичную нижнюю кору с максимумом опускания в точке перегиба, в которой теперь сосредоточена сила Pm, порожденная изгибающими моментами (рис. 1б). Возникает проблема свободного пространства и порожденная ею реактивная сила, поскольку релаксация напряжений зависима от времени. Имеет место и действие силы Архимеда. Обе эти реактивные силы ориентированы вертикально вверх и по суммарной величине быстро выравниваются с активной силой, препятствуя погружению упругой коры вниз (рис. 1в). Возникновение отрицательного перегиба упругой плиты порождает на смежном участке образование положительного ее перегиба и препятствующих этому реактивных сил. В результате взаимодействия противоположно ориентированных реактивных сил на смежных участках, в условиях горизонтального сжатия, на границах структур возникают сильные сдвиговые напряжения (рис. 1в, сноска). Они релаксируются смещением в плоскости уже существующих надвигов, либо образованием флексурного перегиба, в дальнейшем трансформирующегося в надвиг. Флексурные изгибы и надвиги позволяют развиваться изгибным деформациям коры, полностью снимая напряжения, вызванные реактивными силами (рис. 1г). Падение плоскостей надвигов и флексур всегда направлено в сторону отрицательных структур.

Следствие 1. Под действием горизонтальной ориентированной сжимающей силы плита деформируется по механизму продольного изгиба.

Следствие 2. В процессе изгибных деформаций плита остается квазиплоской (торцовое сочленение блоков) и способна передавать тектонические напряжения на расстояние. Это позволяет деформировать упругую плиту одновременно в широкой зоне критических сжимающих напряжений.

Следствие 3. Изгибающие моменты являются максимальными на начальном этапе деформаций. Релаксация напряжений на раннем этапе происходит относительно быстро, а затем замедляется. Передача тектонических напряжений на расстояние возрастает.

Следствие 4. Работа осуществляется тектонопарой «надвиг-продольный изгиб», делящей плиту на блоки отрицательных и положительных изгибов, что и дало название складчатости такого типа. Даже изотропная по латерали кора приобретает блоковое строение.

В диссертации рассматриваются и другие причины потери изгибной устойчивости коры, которые хорошо согласуются с «принципом унаследованности» Н.С. Шатского: отрицательные изгибы закладываются на депрессиях, а положительные - на выступах фундамента или жестких блоках. Принципиальное отличие блоковой складчатости от синусоидальной складчатости продольного изгиба показано на рис. 2.

На рис. 3 приведена двумерная модель блоковой складчатости, эволюционирующей во времени. В блоке положительного изгиба ниже нейтральной

Рис. 2. Принципиальное отличие между сину-соидальной (а) и блоковой (б) складчатостью

Слоистость на рис. 2б показана только для нагляд-ности. Основание модели жесткое. Наклонными линиями показаны разломы. Дугообразные стрелки – изгибающие моменты. В одном блоке утолщается верхний слой, в другом нижний, вызывая смещение их границ. Деформации остаточные. Утолщение ко-ры прямо пропорционально сокращению ее гори-зонтальных размеров. Синусоидальная складча-тость лишена этих особенностей.

Рис. 3. Модель и динамика развития блоковой складчатости

а – реологиически расслоен-ная кора и потеря ее изгибной устойчивости при надвиго-образовании; б - основные элементы блоковой складча-тости; в – структурно-вещест-венные преобразования коры при изгибе; г – трансформа-ция блоковой складчатости в чешуйчато-надвиговые структуры.

Буквы К и М – границы Кон-рада и Мохо соответственно.

Цифры с указателями: 1 – надвиг; 2 – изгибающие мо-менты; 3 – нейтральная по-верхность; 4 –дуплексы ска-лывания (клинодислокации, околонадвиговые валы); 5 – зона растяжения; 6 – зона сжатия; 7 – зона сжатия; 8 – зона сжатия; 9 – направление сдвига; 10 – зона пластичес-кого сдвига; 11 – магматичес-кий очаг; 12 – направление вращения плоскостей надви-

гов в результате изгиба; 13 - область разогрева (трансформации механической энергии сжатия в тепловую) и высоко-барического метаморфизма; 14 – куполовидные структуры; 15 –высокоградный зональный метаморфизм; 16 – область слабо- и неметаморфизованных пород; 17 – зона брекчий и мега-брекчий; 18 – зона бескорневой складчатости, разогрева и зеленосланцевого метаморфизма; 19 – область разогрева (за счет тектонической энергии и глубинного тепла) и низкобарического метаморфизма (до эпидот-амфиболитовой и амфиболитовой фаций); 20 – малые многофазные бескорневые интрузии; 21 –зеленосланцевый метаморфизм низких давлений; 22 – дайковый комплекс; 23 – гранулитовый мета-морфизм низких давлений, мигматизация; 24 – основные поверхности горизонтального срыва; 25 – плас-тический сдвиг; 26 –направление вращения блока; 27 – простой сдвиг в объеме коры. Пояснения в тексте.

поверхности (НП) возникают условия сжатия, а выше ее – растяжения. Напряжения прямо пропорциональны расстоянию до НП. Зона растяжения проблем для развития

изгиба не создает, поскольку трещиноватые горные породы легко поддаются растяжению. Проблема пространства имеется только в зоне сжатия, но она решается путем перераспределения вещества внутри блока, т.е. путем дифференцированного утолщения. Из экспериментов и геологических фактов хорошо известно, что в масштабах геологического времени все горные породы в той или иной степени пластичны и «текут» даже при относительно небольших напряжениях (крип). Поэтому такой процесс утолщения коры кажется весьма реальным. «С физической точки зрения тектонические процессы сводятся к взаимным преобразованиям энергии» [Пономарев, Трифонов, 1987]. Механическая энергия сжатия трансформируется в другие виды энергии, в т.ч. тепловую, что вызывает быстрый разогрев пород и повышение их пластических свойств. Релаксация напряжений заключается в переходе упругих деформаций в остаточные. Она может осуществляться механическим перемещением вещества, растворением под давлением, перекристаллизацией, фазовыми переходами, структурной перестройкой, метаморфическими реакциями и другими процессами, сопровождающимися изменением плотности и объема вещества [Пономарев, Трифонов, 1987]. В блоке отрицательного изгиба зона растяжения приходится на нижнюю часть коры, где преобладают хрупко-пластические и пластические деформации, что не создает проблем для развития изгиба. Зона сжатия приходится на верхнюю часть коры, которая беспрепятственно может увеличиваться в толщине за счет атмосферы (гидросферы). В условиях низких литостатических давлений, в верхней части блока преобладают хрупкие деформации. Проблема свободного пространства решается формированием тектонических клиньев. Общее утолщение коры осуществляется за счет утолщения зоны сжатия и сокращения горизонтальных размеров блока. Все деформации остаточные и, следовательно, релаксация напряжений полная.

Таким образом, чередование блоков положительного и отрицательного изгибов создает резко метастабильную по РТ-условиям систему, релаксация которой сопровождается стуктурно-вещественными преобразованиями коры, описанными ниже и подробнее в диссертации.

Можно ли такую складчатость относить к складчатости? В свете вышесказанного, данный вопрос является больше философским, продуктом стереотипности мышления. В обоих случаях действуют продольные сжимающие напряжения, порождающие изгибающие моменты. Разница заключается только в способах релаксации напряжений и в энергоемкости системы. От простого сдвига (расплющивания) данная модель отличается принципиально, так как перераспределяет и фокусирует тектоническую энергию сжатия. Модель блоковой складчатости можно назвать энергетической. Энергоемкость ее чрезвычайно большая, поскольку релаксация напряжений осуществляется всеми возможными способами.

Выше, для большей наглядности, была рассмотрена двухмерная модель формирования блоковой складчатости, в которой второе главное сжимающее напряжение, ориентированное перпендикулярно плоскости xy, было условно приравнено к 0. В реальной обстановке оно является сжимающим напряжением и вызывает образование поперечной складчатости, но без сокращения горизонтальных размеров блоков, поскольку нет поступательного движения (подробнее в диссертации). Важно отметить, что изгибающие моменты в плоскости yz также фокусируют тектоническую энергию сжатия, создавая «эффект линзы». Сложение этих складчатостей двух пересекающихся направлений определяет структуру коллизионного пояса и зоны его динамического влияния (рис. 4). Реальная структура зоны сжатия более сложная, обусловленная гетерогенным составом коры и возможным наложением горизонтальных сдвиговых деформаций. Это можно видеть на геологической карте восточного склона Урала, где антиклинории обычно отвечают блокам положительного изгиба коры, а синклинории – блокам отрицательного изгиба.

Рис. 4. Фрагмент идеализированного структур-ного плана блоковой складчатости

Знаки + и – указывают на знаки изгиба.

Цифры с указателями: 1 – антиклинальное под-нятие; 2 – осевой грабен; 3 – синклинальный прогиб; 4 – осевой горст (тектонический клин); 5 – поперечная мелкая складчатость и попереч-ный горст (клин) в седловидном прогибе; 6 – поперечный грабен на седловидном поднятии; 7 – граничные надвиги, с указанием направления падения; 8 – сдвиговые деформации; 9 – внеш-ний источник напряжений. Пояснения в тексте.

Реальность существования блоковой складчатости подтверждается результатами эксперимента на глинисто-песчаной модели, лежащей на стекле (методика приведена в диссертации) (рис. 5). Круги на боковой поверхности модели трансформировались в эллипсы. В обоих блоках длинные оси эллипсов образуют веер, раскрытый кверху. При синусоидальной складчатости такая картина характерна только для положительного изгиба. В блоке отрицательного изгиба длинные оси эллипсов, по мере удаления от осевой поверхности - уменьшают углы падения, что объясняется возрастанием доминанты одного из векторов главных касательных напряжений. Из общей картины исключением являются крайние верхние околонадвиговые эллипсы, показывающие противоположную тенденцию. Это объясняется ростом доминанты вектора другого главного касательного напряжения, связанного с вращением плоскости надвига. Строго говоря, фигуры, образовавшиеся при деформации кругов в эксперименте, не являются эллипсами. Их форма ближе к яйцевидной. Это объясняется сложными сдвиговыми деформациями в градиентном поле напряжений. В блоке положительного изгиба ситуация схожая. В осевой части блока деформации осуществляются по механизму чистого сдвига, с тенденцией выжимания материала вверх. По обе стороны от осевой поверхности возрастает доминанта одного из векторов главных касательных напряжений. Длинные оси эллипсов деформации образуют веер раскрытый кверху. Вдоль плоскостей надвигов возникают сдвиговые деформации, вызванные движением материала вниз, чему препятствует жесткое основание.

Рис. 5. Экспериментальное подтверждение модели блоко-вой складчатости (а – исход-ное состояние, б – блок отри-цательного изгиба после сок-ращения длины модели на 12%, в – то же, блок положи-тельного изгиба)

Цифры с указателями: 1 – вставки пластиковых пластин, имитирующих плоскости надвигов; 2 – круги на бо-ковой поверхности модели, нанесен-ные торцом трубки; 3 – полосчатость, создана путем окрашивания поверх-ности. Белые двойные стрелки обозначают оси максимального растяжения кругов.

В случае синусоидального изгиба нейтральная поверхность (НП) смещается в сторону зоны сжатия [Бондаренко, Лучицкий, 1969]. В эксперименте с блоковой складчатостью (рис. 5) ярко проявлена противоположная тенденция: зона сжатия резко увеличена. Это позволяет передавать горизонтальные напряжения сжатия от внешнего источника на расстояния. Таким образом, блоковая складчатость охватывает большую по ширине зону критических тектонических напряжений и структурирует ее, разделяя на линейные блоки положительного и отрицательного изгибов, развивающихся автономно. Релаксация напряжения осуществляется всеми возможными способами, различными для блоков положительного и отрицательного изгибов, что определяет их минерагению. Благодаря блоковой складчатости, коллизионный пояс приобретает упорядоченную структуру, которая является основой регионального прогноза (принцип унаследованности, различные типы метаморфизма, магматизма и др.). Локальный прогноз становится возможным по причине постоянства внутренней структуры блоков (рис. 3), независимо от типа коры и ее геологической предыстории (осевой клин, дуплексы скалывания, зоны брекчирования и бескорневой складчатости, куполовидные структуры и др.).

2. Минерагения блоков положительного изгиба определяется прямым градиентом стрессовых напряжений и гидротермально-метасоматическими процессами (гранитизацией, альбитизацией, грейзенизацией и др.).

В блоке положительного изгиба коры выше НП возникают условия растяжения, а ниже ее - условия сжатия (рис. 3). Экспериментально установлено, что НП сильно смещена вверх относительно срединной поверхности и зона растяжения имеет относительно небольшую толщину. Для нее характерны низкие температуры и литостатические нагрузки, повышенная трещиноватость пород, высокая обводненность, резкое преобладание хрупких деформаций. Энергетические затраты на растяжение пород верхней части коры минимальные. Уже имеющиеся трещины, ориентированные в плоскости, перпендикулярной растягивающим силам, разрастаются в направлении НП. По трещинам других направлений осуществляются сдвиговые деформации с кинематикой сбросов. Это касается как крупных, так и мелких трещин, поскольку напряжения при изгибе объемные. Силы гравитации вызывают просадку, что может привести к формированию осевого грабена. Градиентное поле стрессовых напряжений, силы гравитации и преобладание хрупких деформаций пород не позволяют формироваться листрическим разломам и сбросам при образовании грабена. По конечному результату, деформации больше отвечают растяжению пластичных слоев. Наиболее удаленные от НП слои испытывают более значительное удлинение/утонение, чем слои вблизи нее. Деформации относятся к неоднородным. В случае морского мелководья, в осевом грабене может иметь место компенсационное осадконакопление (терригенные, терригенно-карбонатные и карбонатные отложения, в зависимости от конкретных условий).

Зона сжатия расположена ниже НП. Для этой части коры характерны повышенные всестороннее давление и температура, нарастающие с глубиной. При температурном градиенте 15 град/км (типичном для платформенных областей), температура на глубине 20 км достигнет 3000С, а на глубине 40 км – 6000С. Литостатическое давление при градиенте 0,32 кбар/км на глубине 20 км составит около 6-7 кбар (600-700 МПа). Имеют место закрытие трещин, нарастание уровня метаморфизма, деформационного упрочения, увеличения плотности и пластичности пород [Иванов, 1991, 1998; Реологическая расслоенность…, 1980; 1982, 1990; Резанов, 2002 и др.] (Николаевский [2006] считает, что полное закрытие трещин происходит на границе Мохо). Это позволяет ожидать, что в упругой коре ниже НП преобладают хрупко-пластические и пластические деформации. При продольном изгибе коры это будет чистый и простой сдвиг по наиболее ослабленным зонам. Закрывается трещинно-поровое пространство, что вызывает рост флюидного давления, которое может превышать литостатическое. Величина флюидного давления определяется стрессовыми напряжениями и прочностью горных пород на гидроразрыв. Рост флюидного давления повышает пластические свойства пород. Растет и всестороннее давление, что ведет, с одной стороны, к деформационному упрочению пород, а с другой стороны – увеличивает их пластические свойства и предел текучести, делая деформации практически неограниченными [Справочник по физическим …, 1978; Структурная геология…, 1999; Тёркот, Шуберт, 1985; Гончаров и др., 2005; Ребецкий, 2008 и др.]. Принимая во внимание вышеперечисленные процессы, вызванные изгибом, структурированность среды [Талицкий, 1991; Талицкий, Галкин, 1997; Гончаров и др., 2005] и действие прямого градиента стрессовых напряжений (нарастание стрессовых напряжений с глубиной), неизбежно возникновение пластических и квазипластических потоков, направленных вверх (рис. 6). Большую роль играют флюиды, которые в условиях стрессовых напряжений сжатия продвигаются вверх путем гидроразрыва, диспергируя породу и создавая катакластические потоки. Наиболее пластичные породы также становятся концентраторами напряжений и формируют пластические потоки, вовлекая в движение и жесткие блоки пород. В конечном итоге, основная масса пород, компенсирующая изгиб, выдавливается из зоны сжатия вверх, в зону растяжения. По этой причине, морфологически изгиб проявляется слабо: материал просто перемещается из зоны сжатия в зону растяжения.

Согласно закону сохранения энергии, механическая энергия сжатия трансформируется в другие виды энергии, в т.ч. в тепловую, вызывая быстрый разогрев относительно больших объёмов горных пород зоны сжатия. Напряжения и выделение энергии прямо пропорциональны расстоянию до НП. Разогрев коры ведет к увеличению пластичности пород и их тепловому расширению, следовательно, к дополнительному росту всестороннего давления. Приток энергии в систему, рост температуры и всестороннего давления, стрессовые напряжения - вызывают высокобарический метаморфизм пород и протекание реакций дегидратации, ведущих к увеличению плотности пород и дополнительному росту флюидного давления [Кейльман, 1974; Демина, Короновский, 1999, 2007; Киссин, 1996 и др.]. Термохимические расчеты показывают, что в результате реакций дегидратации объемный эффект может достигать 35% [Демина, Короновский, 2007]. Реакции дегидратации эндотермические, требующие дополнительной тепловой энергии, источником которой здесь является энергия тектонического сжатия. Главной же причиной дегидратации пород служат стрессовые напряжения. Реакции дегидратации сопровождаются выделением свободной воды. Появляется дополнительный источник флюидов, повышающих пластичность пород и принимающих участие в общем флюидопотоке. С ростом уровня метаморфизма растут и восстановительные свойства флюидов [Принципы прогнозирования…, 1977]. Имеют место фазовые переходы, растворение под давлением, перекристаллизация и другие процессы, имеющие отрицательный объемный эффект.

Рис. 6. Флюидный режим на прогрессивном (а) и регрессивном (б) этапах развития блоковой складчатости

1 – зона брекчирования и мегабрекчирования; 2 – зона бескорневой складчатости; 3 – зона зеле-носланцевого метаморфизма; 4 – метаморфизм эпидот-амфиболитовой и амфиболитовой фа-ций умеренных давлений в нижней коре; 5 – зо-на растяжения; 6 – зона сжатия в упругой коре; 7 – высокобарический метаморфизм в нижней коре; 8 – пластичный материал, перемещенный из зоны сжатия; 9 – зональный метаморфизм; 10 – многофазные бескорневые малые интру-зии; 11 – восстановленные флюиды; 12 – рудо-носные флюиды; 13 – пластическое течение; 14 – метеорные и морские захороненные воды; 15 – сжатие, связанное с изгибом; 15 – растяже-

ние, связанное с изгибом;17 – сдвиг; 18 – направление сдвига; 19 – пластичный сдвиг; 20 – изгибающие моменты. Пояснения в тексте.

Пластичная нижняя кора в блоке положительного изгиба также испытывает горизонтальное сжатие, обусловленное, прежде всего, сокращением подошвы верхней коры. Напряжения сжатия в нижней коре, в силу ее повышенной пластичности, меньше зависят от расстояния до НП, чем в упругой верхней коре. Следовательно, в нижней коре при горизонтальном сжатии тектонические потоки проявлены в меньшей степени. Преобладают деформации чистого и простого сдвига, что сопровождается повышенной генерацией тепловой энергии. Здесь также растут всестороннее давление и температура, что может быть причиной высокобарического метаморфизма, с реакциями дегидратации и образованием восстановленных флюидов. Возрастает плотность пород. Увеличивается толщина пластичной коры, а граница Мохо несколько прогибается вниз. На дневной поверхности блок положительного изгиба характеризуется платообразным поднятием, обусловленным общим утолщением коры.

Флюиды и разогретый пластичный материал отжимаются из зоны сжатия вверх, в зону растяжения. Выше НП ситуация меняется: напряжения горизонтального сжатия сменяются литостатическим давлением разуплотненных пород и условиями горизонтального растяжения. Флюидный поток переносит в зону растяжения и тепловую энергию, что нарушает здесь тепловой баланс. Энергоемкость флюида относительно небольшая [Кейльман, Паняк, 1982], но перенесенная им тепловая энергия может быть причиной раннего регионального метаморфизма пород. Флюидом также переносятся различные химические соединения (рост всестороннего давления повышает растворимость многих породообразующих минералов). По своему характеру флюиды относятся к восстановленным, и в зоне растяжения активно протекают различные метасоматические процессы. Флюидный поток неравномерный, что ведет к образованию термальных куполов и подготовке «каналов» для подъема разогретого пластичного материала из наиболее глубокой части зоны сжатия. Давление в головной части пластического потока определяется величиной стрессовых напряжений и всестороннего давления в его нижней части, за минусом литостатического (гидростатического) давления внутри потока. Действует принцип сообщающихся сосудов. Обладая высоким внутренним давлением, пластический поток в градиентном поле напряжений оказывает давление на породы кровли и окружения, создавая локальное поле напряжений. В результате расталкивания боковых пород, горизонтальное сечение пластического потока кверху непрерывно увеличивается, а скорость его движения вверх уменьшается. Глубинный корень пластического потока не утрачивается и при достижении потоком зоны растяжения. Условия горизонтального растяжения способствуют более интенсивному его горизонтальному расширению. Разогретый высокопластичный материал, выдавленный из глубоких горизонтов коры, становится здесь источником повышенных температур и давлений, вызывая зональный метаморфизм вмещающих пород. Первые порции разогретого пластичного материала, выжатого в зону растяжения, быстро теряют тепло и способность к пластическому течению. Вязкость материала резко возрастает. Происходит «закупоривание» каналов (трещин) и накопление под образовавшейся пробкой разогретого пластичного материала, поступающего из зоны сжатия. В результате растяжения, связанного с непрерывным поступлением материала, образовавшиеся «пробки» легко взламываются, что сопровождается немедленным образованием новой «пробки», которая в свою очередь также взламывается. И так далее, и так далее. Такой режим можно назвать «режимом самоконсервации». Дальнейший подъем вещества в зоне растяжения осуществляется за счет внутреннего давления скопившейся под «пробкой» разогретой пластичной массы, которое поддерживается сохраняющимся корнем. Одновременно с накоплением перемещенной массы, здесь накапливается и тепловая энергия, поскольку теплоемкость пластичной массы значительно выше теплоемкости флюида.

Таким образом, выше НП породы прогреваются за счет переноса тепла из зоны сжатия флюидами (фоновый прогрев и термальные купола), и за счет нагнетаемого сюда разогретого пластичного материала, формирующего самостоятельные энергетически насыщенные геологические тела. Передача тепла от них вмещающим породам происходит уже преимущественно кондуктивным путем, что ведет к образованию термоградиентного поля и усиливает контраст «теплового купола (тепловой антиклинали)» [Кисин, 2007]. Возникшая ситуация вызывает образование высокоградиентного зонального метаморфического комплекса. Растущая куполовидная структура создает собственное поле напряжений, векторы которого направлены по нормали к поверхности структуры (рис. 7). Минимальные сжимающие напряжения ориентированы в вертикальной плоскости. По мере отклонения векторов напряжения к горизонтальной плоскости

Рис. 7. Поле касательных напряжений в окружении растущей куполовидной структуры

Цифры: 1 – пластичная масса (ядро куполовидной структуры), имеющая глубинный корень; 2 – траектории касательных напряжений, препятствующих вертикальному движению; 3 - траектории касательных напряжений, вызывающих горизонтальному рост структуры. Пояснения в тексте.

- величина напряжений сжатия закономерно возрастает, вплоть до образования стресс-минералов, например, таких как дистен, ставролит и др. Превышение латерального градиента давлений над вертикальным отмечается в обрамлении некоторых куполовидных структур Прибайкалья [Васильев и др., 1999]. Вокруг растущей куполовидной структуры, имеющей глубинный корень, возникает сложное поле напряжений, хорошо изученное экспериментально [Гзовский, 1975 и др.]. Траектории векторов одних главных касательных напряжений по восстанию выполаживаются, образуя дуги над куполовидной структурой (рис. 7, цифра 2), других, напротив, по восстанию закономерно приобретают крутой уклон (цифра 3). Первые из них ориентированы по касательной к поверхности ядра структуры, а вторые – по нормали к ней. Движение материала указано полустрелками. Вдоль траекторий сдвиговых напряжений (цифра 2) активным является лежачий бок, и материал нагнетается в надкупольное пространство, препятствуя движению ядра куполовидной структуры вверх. Вдоль траекторий сдвиговых напряжений другого направления - активным является висячий бок, что дает возможность ядру структуры разрастаться в горизонтальном направлении (рис. 6, б) и структура приобретает форму груши или гриба. Вдоль траекторий главных касательных напряжений возникают участки локализованных сдвигов, которые можно принять за надвиги или сбросы («аркогенный тип надвигов» В.Н Даниловича [1963]).

Ядра куполовидных структур в блоках положительного изгиба коры обычно представлены массивами гранито-гнейсов, которые часто отождествляются с поднятиями фундамента. А.В. Синцов [2001] предполагает, что «Купола формировались… под влиянием двух основных факторов: выжимания раздробленных образований фундамента в зоны разломов под воздействием тектонических напряжений и поступления в эти зоны горячих, насыщенных летучими трансмагматических растворов. Главным был первый процесс (диапиризм), а второй приводил к разуплотнению выжимаемых пород, снижению их вязкости, чем облегчалось выжимание, а также к гранитизации и метаморфизму перекрывающих фундамент отложений» (С. 53, курсив А.К.). Схожую форму имеют гранито-гнейсовые (мигматитовые) массивы Гренландии [Структурная геология…, 1999], Ларинский купол на Ю. Урале [Чесноков, 1966], Шумихинский купол на Ср. Урале [Кейльман, 1974] и другие. На рис. 2 показано, что кора в блоке положительного изгиба утолщается за счет зоны сжатия: нижней (пластичной) коры и нижней части верхней (упругой) коры, обычно отождествляемой с «гранито-гнейсовым» слоем. Поэтому появление гранито-гнейсов в верхней части коры вполне естественно.

Большую роль здесь играют метаморфические и метасоматические процессы. Их развитию весьма способствует наличие больших вертикальных и латеральных градиентов температур и давлений. Гранитизация и дебазификация являются наиболее важными и самыми распространенными метасоматическими процессами данного этапа. С ними связан вынос в околокупольное пространство ряда рудных и нерудных компонентов (Fe, Au, Si, Mg и др.). В ядрах куполовидных структур накапливаются флюиды, обогащенные легколетучими элементами (Be, Li, Sn, Ta, Nb и др.). Над купольными структурами образуются крутопадающие трещины растяжения, заполняемые кварцем. На прогрессивном этапе процесса жилы кварца испытывают деформации, прогрессивный метаморфизм и перекристаллизацию, с образованием месторождений гранулированного кварца.

Снятие тектонических напряжений переводит систему в регрессивный этап. Исчезает НП. В ядрах куполовидных структур и в зоне сжатия падает всестороннее давление, что может сопровождаться возникновением анатектических гранитов. Большой запас тепловой и химической энергии обеспечивает длительное функционирование пневматолито-гидротермальной системы. Расплавы, наиболее богатые летучими формируют дайковый комплекс гранитов и пегматитов (с редкометальной, слюдяной, кварцевой и самоцветной минерализацией), приуроченный к трещинам отрыва и скалывания в межкупольных структурах, возникших на прогрессивном этапе. В надкупольном пространстве формируется кварцево-жильное поле с горным хрусталем. Имеют место альбитизация и грейзенизация, гидротермально-жильное заполнение трещинно-пустотного пространства, эволюционирующие в процессе длительной посттектонической релаксации системы. Таким образом, блоки положительного изгиба специализированы на нерудные полезные ископаемые, золото, редкие элементы.

В качестве примера блока положительного изгиба в коллизионно-складчатом поясе (на материалах Г.А. Кейльмана, В.Б. Болтырова, В.Н. Огородникова, Г.Б. Ферштатера и др., и авторских) рассмотрен Кочкарский антиклинорий (Ю. Урал), сложенный одноименным метаморфическим комплексом. В строении антиклинория участвуют фаунистически охарактеризованные визейские известняки. Смежные синклинорные зоны сложены вулканогенно-осадочными толщами силур-девонского возраста. Границы структуры тектонические, с надвиговой кинематикой, падающие под смежные структуры. В блоке выделяются несколько гранито-гнейсовых массивов, имеющих куполовидную структуру и являющихся центрами зонального метаморфизма. Среди гранито-гнейсовых массивов известны небольшие тела пегматитов и редкие жилы кварца. Околокупольное пространство характеризуется повышенным содержанием золота, рубин-шпинелевой минерализацией в мраморах, флюоритом, розовым топазом, хризобериллом, полями редкометальных пегматитов с драгоценными камнями. Здесь известны два крупных месторождения золота (Кочкарское и Светлинское), приуроченные к границам структуры, Светлинское месторождение горного хрусталя и одноименное пегматитовое поле с редкометальной и самоцветной минерализацией. В метаморфическом обрамлении имеются ставролит- и кианитсодержащие сланцы. Изучение взаимоотношений между различными образованиями и анализ имеющегося материала позволили наметить схему становления и эволюции данного комплекса, с позиций модели блоковой складчатости (рис. 8).

Заложение надвигов (D3) привело к опусканию блока и появлению терригенно-карбонатных отложений (D3-С1). Изгиб вызвал деформации сжатия в нижней части сиалической коры, ее разогрев и движение флюидов вверх, формирование термальных куполов и ранний метаморфизм низких давлений пород верхней части коры (С1-2). Максимальный разогрев достигается на границе верхней и нижней коры, что сопровождается плавлением пород и становлением трещинных интрузий, преимущественно в зонах надвигов (Коелгинский и Пластовский массивы гранодиоритов и плагиогранитов). В зоне сжатия протекает высокобарический метаморфизм, сопровождаемый гранитизацией пород. Разогретый пластичный материал, в условиях прямого градиента, образует направленные вверх потоки, приуроченные к термальным куполам. Формируются куполовидные структуры и зональный метаморфический комплекс (С2-Р1). На границе С2-Р1 исчезают внешние тектонические силы, и наступает регрессивный этап. Падение давления в ядрах купольных структур сопровождается появлением анатектических гранитов. В околокупольном пространстве происходит становление дайкового комплекса, в т.ч. пегматитов (Светлинское пегматитовое поле). Породы надкупольного пространства испытывают гидротермально-метасоматические преобразования, связанные с потерей летучих компонентов породами ядра купольной структуры (рис. 9).

Рис. 8. Схема развития геологических процессов в Кочкарском блоке в позднепалеозойское время

1 – вулканогенно-садочные палеозойские от-ложения; 2 – сиалический фундамент; 3 – нижняя кора, предположительно основного и ультраосновного состава; 4 – морской бассейн (на рис. б), мраморы (на рис. д); 5 – термогра-диентное поле, созданное деформациями ко-ры; 6 – то же, для вулканогенно-осадочного комплекса; 7 – трещинные интрузии грано-диоритов и плагиогранитов, связанные с пере-гревом пород на границе верхней и нижней коры; 8 – кристаллические сланцы и амфибо-литы метаморфического обрамления куполо-видных структур; 9 – анатектические грани-ты; 10 – нижнекаменноугольные карбонатно-терригенные отложения.

Цифры на рисунке: 1 – тектонические нару-шения с надвиговой кинематикой; 2 – вра-щающие моменты; 3 – примерное положение нейтральной поверхности в блоке положи-тельного изгиба; 4 – депрессия, занятая морским бассейном, образованная в результа-те задавливания блока вниз; 5 – термальные купола; 6 – трещинные интрузии ранних гра-нитоидов; 7 – тектонические потоки разогре-тых пород; 8 – фронт разрастающихся ядер куполовидных структур; 9 – поверхность гранито-гнейсовых массивов.

Рис. (а-г) отражают прогрессивный этап процесса, рис. (д) показывает переход к регрессивному этапу.

Рис. 9. Модель обра-зования Светлинской куполовидной струк-туры и металлогения ее обрамления

1 – гранитогнейсовый разо-гретый пластичный мате-риал и направление его движения на прогрес-сивном этапе; 2 – кристал-лические сланцы; 3 – мраморы; 4 - тектонические

брекчии; 5 – вулканогенно-осадочные породы; 6 – условия доминирующего сжатия или растяжения; 7 – простой сдвиг с активной доминантой (а) и комбинация простых сдвигов с активными доминантами (б); 8 – кварцевые жилы (а), дайки гранитов и пегматитов (б); 9 – тектоническая граница между блоками положительного и отрицательного изгибов с кинематикой надвига (большая полустрелка) и локальным сдвиговым течением пород (маленькая полустрелка); 10 – направление вращения: а – тектонической границы, б – кварцевой жилы; 11 – локализованный сдвиг (тектонический срыв) и направление доминирующего смещения; 12 – зона осевого горизонтального растяжения. Горизонтальная линия – современный эрозионный срез.

Происходит гидротермально-жильное заполнение трещинно-пустотного пространства и формирование Светлинского месторождения горного хрусталя. Интенсивная гидротермальная деятельность осуществляется в зоне надвига. Этому способствует сильная тектоническая нарушенность пород зоны, и латеральное градиентное температурное поле. Рудные элементы, вынесенные в околокупольное пространство процессами гранитизации, испытывают повторную мобилизацию и перераспределение. Часть рудного материала по зонам надвига поступает из нижней коры и верхней мантии. В термоградиентном (околокупольном) поле происходит длительная циркуляция смешанных (метеорных, метаморфогенных и ювенильных) вод. Зоны надвигов являются наиболее перспективными на рудные месторождения золота и редких металлов. Именно к такой зоне приурочено Светлинское месторождение золота (рис. 9).

Таким образом, первичная мобилизация рудного вещества и его отложение в околокупольном пространстве вызвана процессами высокобарического метаморфизма, осушения и гранитизации коры на прогрессивном этапе процесса, в условиях действия прямого градиента стрессовых напряжений. Вторичная его мобилизация и формирование промышленных концентраций происходит в результате длительной релаксации энергонасыщенной системы. Прогрессивный этап процесса в Кочкарском антиклинории совпадает по времени с позднепалеозойской уральской коллизией, а регрессивный этап – с постколлизионной релаксацией. В диссертации приводятся также результаты исследований по Суундукскому и Мурзинско-Адуйскому антиклинориям Урала, характеризующихся близким геологическим строением, минерагенией и возрастными датировками.

3. Минерагения блоков отрицательного изгиба имеет рудную направленность, которая определяется вещественным составом коры и действием обратного (запирающего) градиента стрессовых напряжений.

В блоке отрицательного изгиба условия сжатия реализуются выше НП, а ниже ее возникают условия растяжения (рис. 3, 6). Максимальные стрессовые напряжения приходятся на область повышенной трещиноватости пород, с низкими литостатическим давлением и температурами. В данных условиях резко преобладают хрупкие деформации горных пород. Сдвиговые деформации начинаются по трещинам всех направлений задолго до того, как сжимающие напряжения достигнут максимально возможной величины. В связи с этим здесь имеет место вертикальная зональность деформации пород, зависящая от литостатического давления. Расчеты показывают (в диссертации), что на глубине 0,5 км сдвиги по трещинам начнутся при напряжениях сжатия около 30 МПа (0,3 кбар), а на глубине 5 км составят порядка 300 МПа (3 кбар). Таким образом, на верхних горизонтах земной коры напряжения сжатия, вызванные изгибом, могут сниматься посредством смещений по трещинам разного ранга. Мощность этой зоны зависит от конкретных условий и, вероятно, лежит в пределах 1-2 км. Горизонтальному ее укорочению препятствий нет, поскольку она имеет возможность пропорционально утолщаться в сторону дневной поверхности. Напряжения сжатия легко снимаются хрупкими деформациями и сдвигами по трещинам, с образованием площадной зоны брекчий, мегабрекчий, пологих надвигов и взбросов. Только наиболее пластичные, в данных условиях, породы (эвапориты, глинистые сланцы, мергели и частично некоторые известняки) могут сминаться в мелкие складки.

С глубиной, с ростом литостатического давления возможность брекчирования пород быстро теряется. Главную роль при этом играет обратный (запирающий) градиент горизонтального стресса. Напряжения и деформации прямо пропорциональны расстоянию до НП. Соответственно, каждый вышележащий слой должен сократиться в горизонтальных размерах несколько больше подстилающего слоя, создавая ему дополнительные препятствия для увеличения толщины. Это и есть действие обратного градиента, который всегда носит «запирающий» характер. Напряжения при изгибе объемные. Для обеспечения образования мелкой складчатости в этих условиях вполне достаточно понятия «слоистая среда», поскольку нет потребности в передаче напряжений на расстояние через «компетентные» слои. Напряжения горизонтального сжатия изгиба распространяются вплоть до НП. Следовательно, мелкая складчатость с глубиной исчезает. Зону данных пликативных деформаций можно назвать зоной бескорневой складчатости. Зона сжатия (как процесса) продольного отрицательного изгиба - это область дифференцированного и закономерного изменение геометрии объема хрупкого тела в градиентном поле напряжений. По латерали блок граничит с зоной горизонтального растяжения блока положительного изгиба. Зона надвига (сдвига в физическом смысле) является одновременно и поверхностью смены знаков напряжения. Соответственно по латерали величина напряжений сжатия изменяется, и достигает максимума в осевой части блока. Подобная картина распределения напряжений при продольном синусоидальном изгибе была получена экспериментально [Бондаренко, Лучицкий, 1969] и автором (рис. 5).

На рис. 10 показаны траектории векторов главных касательных напряжений, которые в верхней части блока отрицательного изгиба образуют клиновидные формы, выжимаемые вверх. Два главных сжимающих нормальных напряжения обусловлены весом пород и градиентным полем стрессовых напряжений. Максимальная разница по абсолютной величине между ними достигается вблизи дневной поверхности. Следовательно, величина касательных напряжений здесь больше, чем на глубине, где на НП они падают до нуля. Максимальные амплитуды смещений по трещинам будут вверху, а минимальные внизу. Все смещения характеризуются надвиговым характером. Следовательно, трещины встречного падения образуют тектонические клинья, выжимаемые вверх. Осевой тектонический клин (клинья) является самым крупным и глубоким, с остриём вблизи НП. В процессе изгиба плиты он образует горст (систему горстов, осевое поднятие, антиклинальное вздутие). Тектонический клин не полностью подчиняется влиянию обратного градиента и способен частично решить проблему свободного пространства. Выжимание тектонического клина вверх в значительной степени снимает напряжения во всей области зоны сжатия изгиба. Угол основания клина вначале составляет более 900, но в процессе развития изгиба и выжимания

Рис. 10. Блок отрицательного изгиба: общий вид, с качественной эпюрой напряжений (а); векторы главных касательных напряжений (б); структурный рисунок, образуемый разрывными нарушениями, указанием их кинематики (в); здесь же показаны эллипсы мгновенной деформации; ниже (г) показана эволюция эллипсов мгновенной деформации в сложном градиентном поле напряжений разных участков блока

Условные обозначения (для рис. г): 1 – доминирующий простой сдвиг в градиентном поле напряжений; 2 – то же, второстепенный; 3 – чистый сдвиг доминирующий; 4 – то же, второстепенный. Пояснения в тексте

клина вверх, он непрерывно уменьшается. Верхняя часть клина в рельефе приподнята и испытывает гравитационное растяжение, а сам клин постепенно приобретает грибообразную форму. В нем действуют те же касательные напряжения, которые делят его на многоуровневую систему клиновидных блоков. Тектонический клин испытывает горизонтальное сжатие и вертикальное растяжение, с образованием горизонтальных трещин отрыва и горизонтальных зон брекчирования.

Одним из первых на осевые тектонические поднятия в прогибах обратил внимание А.В. Пейве [1945], при изучении Тагильского прогиба на Урале. Он отметил также, что к ним приурочены магматические интрузии и различные рудные месторождения. Происхождение данного осевого тектонического клина объясняется горизонтальным сжатием [Алейников и др., 1993].

Метаморфизм зоны сжатия. С глубиной, с ростом всестороннего давления и температуры, а также уменьшения скорости деформаций способность пород к хрупко-пластическим и пластическим деформациям возрастает. Накопление флюидов, запертых обратным градиентом, также способствует росту пластичности пород. В результате образуется бескорневая складчатость. Особенно сильно это должно быть проявлено в окружении острия тектонического клина. Часть механической энергии сжатия трансформируется в тепловую энергию, вызывая разогрев пород и нарушение температурного баланса. Это тепло, совместно со стрессовым давлением, может быть причиной регионального метаморфизма пород, достигающего зеленосланцевой фации. Локальный подъем температуры за счет тектонической энергии сжатия дополнительно повышает и пластичность пород, но тектонические потоки при этом не возникают. Объясняется это действием обратного градиента, препятствующего отжиманию пластичного материала на верхние горизонты, а отжиманию его вниз препятствует рост всестороннего давления и проблема свободного пространства. Поэтому пликативная складчатость здесь может быть крайне сложной.

Зона растяжения. Ниже НП реализуются условия растяжения, при повышенных температурах среды и относительно высокой литостатической нагрузки. Главное сжимающее нормальное напряжение ориентировано вертикально и обусловлено литостатическим давлением, максимальное значение которого достигается в подошве коры. Деформации растяжения здесь носят хрупко-пластический и пластический характер. Это значит, что крупные локализованные трещины растяжения не возникают, а зона растяжения утоняется пропорционально величине растягивающих напряжений.

Метаморфизм пород зоны растяжения. Хрупко-пластические и пластические деформации в зоне растяжения сопровождаются повышенным выделением тепловой энергии, что вызывает разогрев пород. Снижение всестороннего давления и повышение температуры дестабилизирует систему, и может привести к зеленокаменному метаморфизму пород. В подошве упругой коры метаморфизм пород может достигать эпидот-амфиболитовой фации, а, возможно, и амфиболитовой фации пониженных давлений. С учетом данных по распределению температур в земной коре [Моисеенко, Смыслов, 1986; Kukkonen et al., 1997 и др.] это представляется вполне реальным. Кроме того, надо принять во внимание действие обратного градиента, запрещающего подъем ювенильных вод и флюидов, т.е. перекрывающий конвективный (наиболее эффективный) механизм отвода тепла (рис. 6). Это ведет к накоплению тепловой энергии поступающей из мантии и энергии тектонического происхождения. Возможно, что обратный градиент играет главную роль в разогреве пород зоны растяжения данного блока.

Нижняя кора также испытывает горизонтальное растяжение, пластически деформируется и разогревается. Толщина ее несколько уменьшается, а граница Мохо смещается вверх. Породы нижней коры испытывают метаморфические преобразования в условиях роста температуры и снижения всестороннего давления, т.е. плотность их понижается. В этих условиях весьма вероятны реакции гидратации. Снижение всестороннего давления способствует обособлению флюидной фазы, а рост температуры вызывает повышение флюидного давления. Обратный градиент удерживает флюиды на глубине, что ведет к их перегреву и обогащению рудным веществом (хлорофильными, халькофильными, сидерофильными элементами) [Бушляков, Холоднов, 2002].

Хотя разогрев пород в зоне растяжения блока отрицательного изгиба за счет тектонического фактора менее значительный, чем в блоке положительного изгиба, тем не менее, здесь высока вероятность возникновения магматических очагов. Объясняется это действием обратного градиента и аккумуляцией тепловой энергии. В этих условиях можно ожидать значительный рост температур и возникновение «запертых» магматических очагов. При сильном перегреве магмы или временном ослаблении стрессовых напряжений, происходит прорыв магматического расплава в горстовую структуру. Этот процесс может повториться неоднократно, в результате чего формируются многофазные бескорневые малые интрузии и кольцевые дайки (рис. 3, 6). Плавлению могут подвергаться породы различного состава, оказавшиеся в области наиболее сильного разогрева, с образованием различных гибридных расплавов, ассимилировавших вмещающие породы. Ограниченные по массе и запасам тепла, находящиеся в относительном равновесии по давлению с окружающими породами и лишенные глубинного корня, эти интрузии не вызывают сколько-либо значительного метаморфизма вмещающих пород на верхних горизонтах, за исключением контактового (образование контактовых роговиков и скарнов, в т.ч. рудоносных). Таким образом, и в блоке отрицательного изгиба возникает резко метастабильная ситуация, но иного характера, релаксация которой осуществляется другими механизмами. Обогащение рудным веществом магматических расплавов и рудоносных флюидов осуществляется за счет пород окружения и за счет рудного вещества поступающего из нижней коры и верхней мантии. Принимая во внимание принцип унаследованности, следует считать, что в разрез блока могут входить мощные толщи терригенно-осадочных, вулканогенно-осадочных и вулканогенных пород, погребенные рудные месторождения, что сказывается на его рудной специализации.

При переходе системы к регрессивному этапу (рис. 6б) обратный градиент исчезает. В верхней части коры открываются трещины. Зона брекчий, мегабрекчий и объемной трещиноватости, становится благоприятной для циркуляции метеорных и захороненных морских вод. В нижней части блока возрастает всестороннее давление. Появляется прямой градиент напряжений, связанный с литостатической нагрузкой. Магматические очаги получают возможность полностью разгрузиться, путем образования бескорневых интрузий (или дайкового поля) в области осевого тектонического клина. Появляется возможность вертикальной миграции рудоносных флюидов. Давление перегретого флюида может превышать литостатическое давление, что вызывает образование гидроразрывов, брекчирование и диспергирование пород по фронту их движения. В результате формируются трубчатые и дайковые тела рудных брекчий, иногда называемые эксплозивными [Фогельман, 1969; Невский, Фролов, 1985; Ваганов и др., 1985 и др.], флюидизационными, флюидизированными [Cloos, 1941; Рейнольдс, 1954; Туговик, 1974; Голубева, Махлаев, 1994; Голубева, 2003; Чайковский, 2001, 2002 и др.], гидроструктурами [Старостин, 1988]. Такие брекчии часто содержат в той или иной степени окатанный материал, что делает их порой неотличимыми от конгломератов. Специфику оруденения брекчий определяет вещественный состав коры в области формирования и циркуляции «запертых» рудоносных флюидов, и дестабилизированная верхняя мантия. Менее перегретые флюиды и флюиды небольших резервуаров перемещаться с глубоких горизонтов вверх могут посредством расклинивания субвертикальных трещин [Жатнуев, 1995]. Все эти флюиды обеспечивают длительную гидротермальную деятельность регрессивного этапа в блоке отрицательного изгиба коры.

Перемещение вверх магматического расплава и перегретых флюидов переносит на верхние горизонты коры и часть тепловой энергии, что вызывает здесь метаморфические преобразования пород, возможно, даже более интенсивные, чем на прогрессивном этапе, но неравномерные, проявленные только на пути движения теплоносителей. Метаморфизм пород протекает при активном участии флюидов. На карбонатные породы накладываются скарновые процессы (инфильтрационные скарны). Наиболее крупные трещины скалывания играют роль рудоподводящих каналов. В зоне объемной трещиноватости, брекчирования и мегабрекчирования происходит смешение глубинных флюидов с метеорными и морскими захороненными водами, их резкое охлаждение, изменение рН среды и окислительно-востановительного потенциала, рудоотложение в трещинно-пустотном пространстве. Большое развитие получают жильные образования различного минерального состава. Часть рудного вещества переносится и малыми интрузиями. Перенесенная ими тепловая энергия создает локальные контрастные температурные аномалии и усиленную циркуляцию смешанных вод. При охлаждении массивов образуется дополнительное трещинно-пустотное пространство, благоприятное для рудоотложения. Регрессивный этап в блоке отрицательного изгиба является ответственным за рудообразование.

Структурообразующая роль блока отрицательного изгиба изучалась и экспериментально (рис. 11). Данный эксперимент не полностью соответствует блоковой складчатости, поскольку здесь НП зафиксирована пластиковой полоской в

Рис.11. Эксперимент по изучению структуро-подготовительной роли зоны сжатия блока отрицательного изгиба на глинистых песках в стеклянной кювете: исходное положение (а), деформации при кривизне изгиба 100 (б), 180 (в) и 300 (г).

Лежачие бока надвигов представлены деревянными брусками, скрепленные в основании с пластиковой полоской, выполняющей роль НП.

Цифры с указателями: 1 – надвиг; 2 – дуплексы скалывания; 3 – зона сдвига; 4 – отслоения; 5 – мегабрекчирование; 6 – взброс.

На раннем этапе (б) образовались надвиг, дуплексы скалывания, антиклинальное поднятие, зона мегабрекчирования и глубинная зона сдвига, которая позднее локализовалась в другую надвиговую зону (в, г). В ее висячем боку образовались дуплексы скалывания, а верхняя часть осложнилась взбросом и антиклинальным поднятием. В характере разрывных деформаций хорошо отражена структуроподготовительная роль блока отрицательного изгиба: формирование рудоподводящих и рудораспределительных каналов, и образование трещинно-пустотного пространства.

основании блока. В реальной ситуации НП виртуальная и столь значительного прогибания слоев не будет. Чтобы представить такую блоковую складчатость, надо мысленно приподнять правую часть рис. 10б-г почти до горизонтального положения модели, не меняя положение бокового упора. Это увеличит амплитуды смещений по имеющимся трещинам, количество трещин в осевой части и создаст здесь поднятие, но не изменит общий стиль деформаций. Наиболее крупные трещины, достигающие НП, играют роль рудоподводящих каналов. Оперяющие их трещины скалывания служат рудораспределительными каналами, а трещины растяжения, отслоения, зоны брекчирования и мегабрекчирования - благоприятны для рудоотложения.

На рис. 12 и 13 показан субширотный сейсмический профиль через блок отрицательного изгиба (по Соколову и др., 1993) и тектонические клинья, контролирующие рудные тела Zn-Cu сульфидного Сафьяновского месторождения, Средний Урал (сравните с рис. 3, 6, 10 и 11). Предыдущими исследователями, по результатам исследований разведочных скважин, месторождение было отнесено к колчеданному типу, находящемуся в клипе ретрошарьяжа и перемещенному к востоку на 100-130 км [Язева и др., 1992 и др.]. Вмещающие породы датируются D2-3. Время рудообразования оценивается D2-C1. На сейсмическом профиле, пересекающем структуру несколько севернее месторождения, отчетливо виден

Рис. 12. Фрагмент Черноисточинского профиля МОВ (по [Соколов и др., 1993], в интерпретации автора, с упрощениями)

Условные обозначения: 1 – Мурзинско-Адуйский гранито-гнейсовый комплекс (блок положительного изгиба); 2 – зона надвига; 3 – дуплексы скалывания с надвиговой кинематикой; 4 – тектонический клин; 5 – отражающие площадки. Сокращения: М.-А.К. – Мурзинско-Адуйский комплекс; СФЗ – структурно-формационная зона

Рис. 13. Тектонические клинья в северо-западном борту Сафьяновского карьера.

Высота изображенного участка 100 м. Крупный клин состоит из множества мелких клиньев. Верхняя часть многих клиньев завершается пологими зонами брекчирования. Виден тектонический контроль над гидротермально-метасоматическими процессами (осветленные участки).

осевой тектонический клин, состоящий из более мелких клиньев. В глубинной структуре коры ретрошарьяж не проявлен: падающие на запад отражающие площадки упираются в зону надвига восточного падения. В борту Сафьяновского карьера (глубина 120 м), также видна система тектонических клиньев, образованных трещинами скалывания с взбросовой кинематикой. Месторождение расположено в висячем боку Восточного разлома, имеющего западное падение под углом 60-700. Изучение кинематики разлома показало, что он относится к малоамплитудному взбросу. В лежачем боку взброса рудная минерализация прослеживается в интервале 10-20 м, а в его висячем боку – в интервале 200-300 м.

Породы висячего бока разлома сильно тектонизированы, вплоть до образования брекчий, подверглись глубокой гидротермально-метасоматической переработке (окварцеванию, альбитизации, карбонатизации, серицитизации, хлоритизации и каолинизации) и региональному метаморфизму низких ступеней зеленосланцевой фации. Рудная минерализация приурочена к тектоническим трещинам и цементу брекчий. Рудные тела тектонически не нарушены; руды неметаморфизованые. Под месторождением бурением установлены визейские известняки, что можно объяснить мегабрекчированием. Эти и другие данные позволяют сделать выводы, что зона объемной трещиноватости формировалась в условиях горизонтального сжатия. Время события – поствизейское. Рудоотложение происходило в спокойной тектонической обстановке (посттектонической). Радиологические возраста по серицитам дают два максимума: 350 и 267 млн. лет [Язева и др., 1992], что подтверждает данные выводы. Восточный разлом играл роль рудоподводящего канала, а более мелкие разломы являлись рудораспределительными каналами. Тектонические брекчии и трещинно-пустотное пространство служили рудовмещающими структурами. Режим горизонтального сжатия отвечает позднепалеозойской уральской коллизии, а рудоотложение - постколлизионной релаксации системы. Весь фактический материал по геологии и генезису месторождения непротиворечиво укладывается в модель блоковой складчатости. По генезису, данное месторождение правильнее относить к сульфидному эпитермальному типу. В связи с этим, следует пересмотреть перспективы Восточно-Уральской мегазоны на медные и полиметаллические месторождения данного типа.

На Урале к осевым тектоническим клиньям отрицательных структур (рис. 14) приурочены и многие другие рудные месторождения, например, Магнитогорская и Высокогорская группы железоскарновых месторождений Краснотурьинские медноскарновые месторождения и другие.

Рис. 14. Сейсмичес-кий образ Тагильс-кого прогиба по Черноисточинскому профилю МОВ

(по Соколову и др., 1993, в интерпрета-ции автора)

Надвиги. Границы блоков, представленные тектоническими зонами с надвиговой кинематикой, также играют большую роль в размещении рудных месторождений. Строго говоря, термин «надвиг» не вполне соответствует тектоническим нарушениям, к которым он применен в данной модели. Роль их другая и более сложная. Термин «надвиг» здесь сохранен только для того, чтобы не вводить новый. Кроме того, на геологических, тектонических и структурных картах разрывные нарушения, разделяющие складки коры, картируются как «надвиги» или «сбросы». Возникновение изгибающих моментов вызывает сложные деформации коры и вращение крыльев надвига, всегда направленное на увеличение углов падения плоскости сместителя. Сколь либо значительные вертикальные перемещения по ним запрещены реактивными силами, рассмотренными выше. Зона надвига при блоковой складчатости характеризуется очень сложным полем напряжений и деформаций (рис. 15). Зона лежачего бока надвига представлена зоной смятия, связанного с куполообразованием (рис. 8). Висячий его бок осложнен дуплексами скалывания (рис. 3). На регрессивном этапе процесса зона надвига становится проницаемой для ювенильных флюидов, имеющих рудную специализацию. Поэтому зона надвига и ассоциирующих с ней деформаций коры играет роль и рудоподводящих каналов, и рудовмещающих структур, что показано многими исследователями [Огородников и др., 2004, 2007; Знаменский, 2008 и др.]. В действительности, поле напряжений в зоне надвига еще более сложное, чем показано на рис. 15. Это связано с анизотропией коры, изостазией, термическим расширением, и другими факторами, усложняющими

Рис. 15. Поля напряжений и ха-рактер деформаций в зоне над-вига при блоковой складчатости

1 – НП; 2 – направление смещений в плоскости надвига; 3 – растяжение, связанное с изгибом; 4 – горизонталь-ное сжатие/вертикальное растяжение, связанные с изгибом; 5 – направление


вращения плоскости надвига; 6 – напряжения горизонтального сжатия от внешних источников, прояв-ленные только на участке между НП; 7 – простой сдвиг, связанный с надвигом; 8 – простой сдвиг, свя-занный с вращением плоскости надвига; 9 – направление движения пластических потоков; 10 – прос-той сдвиг, связанный с восходящим движением пластических потоков; 11 – простой сдвиг, связанный с внедрением пластических потоков в зону растяжения; 12 – сжатие, того же происхождения; 13 – отно-сительные смещения, связанные с утонением/утолщением зон растяжения/сжатия; 14 – простой сдвиг, связанный с движением вещества в лежачем боку надвига; 15 – простой сдвиг, связанный с изгибом.

общее поле напряжений. Поэтому, зону надвига, разделяющую блоки положительного и отрицательного изгиба коры, правильнее было бы назвать зоной сложных сдвиговых деформаций, с надвиговой кинематикой. Ее основная задача заключается в обеспечении автономного развития разделяемых ею блоков и сохранение квазиплоского состояния коры. К зонам надвигов обычно приурочены протрузии ультраосновных пород. Минерагения зоны частично рассмотрена выше и характеризуется благороднометальной минерализацией [Коротеев, Сазонов, 2005; Знаменский, 2008 и др.]. С ультраосновными породами и пневматолито-гидротермальными процессами связаны месторождения изумруда (Малышевское) и демантоида (Каркодинское, Хризолитка, Бобровское и др. на Среднем Урале).

Завершение общекоровой блоковой складчатости. Деформации коры происходят в результате действия внешних тектонических сил, вызывающих одноосное горизонтальное сжатие земной коры. Нижняя кора пластичная и неспособна передавать тектонические напряжения на большие расстояния. Эту функцию выполняет верхняя упругая кора. В процессе развития блоковой складчатости и связанных с ней деформаций горизонтального сокращения/вертикального утолщения, верхняя кора проскальзывает по кровле нижней коры, на величину ее горизонтального сокращения. Максимальные деформации происходят вблизи источника тектонических напряжений и здесь будут максимальные ее горизонтальные проскальзывания. Вся кора испытывает деформации простого сдвига (рис. 3D). В конечном итоге границы нижней коры нивелируются, и ранее образованные неровности поверхностей Мохо и Конрада становятся мало заметными. Участки «тектонических срывов» возникают и непосредственно в самой нижней коре.

В процессе деформации реологические свойства пород непрерывно меняются, что немедленно отражается и на характере самих деформаций [Талицкий, 2002; Гончаров и др., 2005 и др.]. В результате разогрева нижней части коры, упругая (холодная) часть коры сильно уменьшается по толщине и теряет способность передачи напряжений на расстояния. В условиях повышенного температурного градиента, вызванного деформациями, верхняя кора в процессе блоковой складчатости испытывает деформации простого сдвига в горизонтальной плоскости. Модуль сдвига для пород верхней коры зависит от многих факторов и сильно меняется по вертикали, особенно в результате разогрева ее нижней части. Деформации простого сдвига максимальные около ее подошвы и минимальные в верхней части разреза. Это приводит к дополнительному вращению и искривлению плоскостей надвигов, разделяющих блоки разного знака. В конечном итоге плоскости надвигов противоположного падения становятся субпараллельными и приобретают падение в одну сторону, в направлении активной плиты. В результате этого, общекоровая блоковая складчатость эволюционирует в чешуйчато-надвиговую систему. Сходство с волнообразным продольным изгибом коры сохраняется лишь в периодическом чередовании блоков различного уровня метаморфизма и петрографического состава.

Завершение блоковой складчатости сопровождается разрушением раннее образованных МПИ и образованием новых, преимущественно нерудных, метаморфогенных МПИ. В качестве примеров незавершенной складчатости можно назвать Урал, Аппалачи и другие мобильные пояса, некоторые участки платформенных областей, богатые рудными полезными ископаемыми. Примерами завершенной складчатости могут быть Беломоро-Лапландская коллизионная зона и Центральное плато на Мадагаскаре, бедные рудными полезными ископаемыми.

4. Различия в минерагении коллизионных поясов и активизированных платформенных областей обусловлены, преимущественно, геологической предысторией и разницей в скорости деформации при блоковой складчатости.

Известно, что минерагения мобильных поясов и активизированных окраин платформ существенно отличаются. Причин тому много и главной из них является геологическая предыстория. В мобильных поясах в доколлизионное время накапливаются мощные толщи вулканогенно-осадочных, вулканогенных и магматических пород, обогащенных различными рудными элементами. В результате блоковой складчатости происходит ремобилизация, направленная миграция и переотложение рудного вещества, с образованием промышленных концентраций. В платформенных областях осадочный комплекс представлен преимущественно терригенными, терригенно-осадочными и карбонатными породами, с низкими концентрациями рудного вещества, а кристаллический фундамент сложен преимущественно глубокометаморфизованными сиалическими породами. Эти факты хорошо известны в геологии и традиционно используются при прогнозировании.

Блоковая складчатость вносит свой вклад в эту картину. Вблизи индентора скорости деформации выше. Роль скорости деформации в блоковой складчатости рассмотрена ранее [Кисин и др., 2002]. Суть ее заключается в том, что повышение скорости деформации вызывает смещение НП в сторону увеличения толщины зоны растяжения. Соответственно, зона сжатия в блоке положительного изгиба имеет пониженную толщину, ускоренную релаксацию напряжений, меньшее поглощение тектонической энергии и повышенный градиент стрессовых напряжений. Повышенные скорости деформации характерны для мобильных поясов и рассмотрены выше.

Платформенная кора, расположенная перед коллизионным фронтом, наиболее удалена от индентора, характеризуется повышенной толщиной и жесткостью. Скорости деформации здесь пониженные и НП смещена, в пользу увеличения зоны сжатия. Возрастание этой зоны - увеличивает время релаксации напряжений. Метаморфизм пород в зоне сжатия блока положительного изгиба протекает при повышенных давлениях и сопровождается «осушением» системы. Флюиды относятся к сильно восстановленным и, в результате действия прямого градиента напряжений, отжимаются вверх. Движение флюидов осуществляется путем гидроразрыва и диспергирования пород. Диспергированная порода также вовлекается в движение, образуя катакластические потоки, насыщенные флюидами. Давление в голове колонны потока поддерживается глубинным корнем. Протекают различные механохимические реакции, с образованием новых минералов [Чиков, 1988; Леонов М. и др., 2000 и др.]. При достижении потоком зоны растяжения, раскрываются трещины, формируются дайки и диатремы эруптивных брекчий. Материал брекчий представлен породами нижней коры, сиалического фундамента, осадочного чехла и новообразованных минералов. В качестве полезных минералов, здесь можно ожидать появление алмазов (унаследованное развитие на выступах фундамента, восстановленные флюиды и высокие давления).

Согласно принципу унаследованности, блоки отрицательного изгиба наследуют древние депрессии различного происхождения, с увеличенной мощностью осадочного чехла. Зона сжатия изгиба также увеличена по толщине. Породы осадочного чехла испытывают горизонтальное сжатие в условиях действия обратного градиента стрессовых напряжений. Самые верхние горизонты подвергаются мегабрекчированию, переходящие с глубиной в зону бескорневой складчатости. Возникают аномальные пластовые давления. Имеет место региональный низкотемпературный метаморфизм в условиях повышенного давления, нарушающий обычную метаморфическую зональность погружения осадочных пород. Можно предположить, что это способствует генерации углеводородов (УВ) и метаморфизму углей. Обратный градиент стрессовых напряжений удерживает УВ на глубине, не препятствуя их латеральной миграции и накоплению в структурных ловушках. В качестве структурных ловушек могут выступать положительные структуры (антиклинали) зоны бескорневой складчатости. Но наибольший интерес в этом плане представляет осевой тектонический клин. В процессе деформации он испытывает горизонтальное сжатие и вертикальное растяжение, что сопровождается бескорневой складчатостью и образованием многоуровневых плащеобразных полостей отслоения или брекчирования, соединенных системой трещин скалывания. Структурные ловушки для УВ возникают и в висячем боку надвигов, где они представлены антиклинальными вздутиями, с полостями отслоения в ядре (рис. 11). При неглубоком залегании кристаллического фундамента - трещинно-пустотного пространство формируется непосредственно в нем, в области тектонического клина. Судя по литературным данным [Арешев и др., 1997; Леонов М., 2008], такой структурой характеризуется месторождение Белый Тигр во Вьетнаме, приуроченное к Центральному горстовому поднятию Меконгской впадины.

Образование запертых магматических очагов и рудоносных флюидов, в зоне растяжения блока отрицательного изгиба, весьма вероятно и для платформенной коры. Этому способствует большая продолжительность действия обратного градиента, ведущего к аккумуляции тепловой энергии тектонического и мантийного происхождения. Они относятся к наиболее глубоким коровым магматическим очагам и флюидным резервуарам. Их рудная специализация обусловлена преимущественно ремобилизацией рудных компонентов нижней коры и поступлением материала из верхней мантии.

Анализ материалов по Восточно-Европейской платформе на прилегающей к Уралу площади позволил создать рабочую схему ее структурного плана, связанного с динамическим влиянием позднепалеозойской уральской коллизии [Кисин, 2008]. На основании этой схемы и модельных построений на блоках положительного изгиба автором прогнозировались эруптивные брекчии, возможно, с алмазами. Проведенные исследования на площади Кунгурско-Красноуфимского позднепалеозойского свода (ККС), позволили выявить эруптивные брекчии и некоторые минералы-спутники алмазов [Кисин, 1998-2008; Кисин и др., 2002б]. Площади ККС соответствует минералогическая аномалия в рыхлых отложениях, представленная комплексом минералов метаморфической ассоциации (ставролит, дистен, силлиманит, корунд и др.). На площади свода выявлены локальные ассоциации минералов ультраосновного парагенезиса (серпентины, оливин, хромшпинелиды, пироксены, амфиболы и др.); материал эксплозивного происхождения: стёкла, шлаковые частицы, магнитные шарики, самородные металлы и их сплавы (железо, свинец, олово, медь, хром и др.), силициды, муассанит, аномальный по составу корунд и др. К гидротермальным минералам отнесены кварц, пирит, крокоит, сидерит и др. Смежная с запада площадь характеризуется циркон-гранат-эпидот-магнетитовой ассоциацией минералов. К востоку от ККС, для Предуральского прогиба типична гранат-амфибол-магнетитовая ассоциация. Для многих минералов с площади свода характерны глянцевые поверхности и коррозионное растрескивание. Исследования показали, что минеральные ассоциации ККС имеют местное происхождение и ограничены границами структуры.

Кровля кристаллического фундамента находится на глубине около 3 км. Осадочный чехол представлен преимущественно карбонатными породами позднепалеозойского возраста. Первое появление данных минеральных ассоциаций на площади ККС отмечается в дырчатых брекчиевых известняках кунгурского возраста, слагающих пластообразные и дайкообразные тела. Исследования показали, что данные брекчии образовались в результате сильной дегазации земной коры и разрыхления пород верхних горизонтов осадочного чехла, насыщения их водой, газами (возможно, с образованием газогидратов) и глубинными ксеноминералами. Наличие древесного минерализованного угля указывает на образование брекчий в условиях суши. Дешифрированием современного рельефа в апикальной части свода выявлены кольцевые структуры, диаметром до 6 км. Их тектоническая природа подтверждается деформациями известняков в Пудлинговском щебеночном карьере, расположенном вблизи такого разлома. Дешифрированием аэрофотоснимков выявлено 15 структур радиально-лучистого строения, расположенных около другого кольцевого разлома. Они обычно приурочены к вершинам небольших возвышенностей и имеют центральную депрессию диаметром от 10 до 400 м, от которой по радианам расходятся лучи. Исследования показали, что эти структуры сформировались в результате крупных газовых прорывов и являются диатремами эруптивных брекчий (рис. 16). Радиально-лучистая структура обусловлена зонами трещиноватости в известняках. Для центральных депрессий характерны наиболее высокие содержания метаморфических минералов на площади свода. Имеются находки древесного минерализованного угля, графита и мелких обломков пород фундамента. Время формирования оценивается как послеартинское.

Рис. 16. Фрагмент аэрофотоснимка с РЛС № 2-4 и результаты дешифрирования

Светлое – грунтовая дорога, рядом – УЖД и дренажные канавы. Мелкая полосчатость – лесопосадки. Светлые «оспинки» - карстовые воронки. Ширина изображенного участка 1,1 км

Минералы-спутники алмаза встречаются редко. В шлиховой пробе найден пироп, по составу отвечающий пиропам алмазоносных лерцолитов (на ЮЗ границе свода параметрической скважиной на глубине 3,4 км перебурено тело лерцолитов мощностью около 7 м). Выявлены локальные аномалии альмандин-пиропов, часть из которых соответствует парагенезису алмазоносных эклогитов. Имеются высокохромистые хромпикотиты. Содержание Cr2O3 в «корунде» эксплозивной ассоциации минералов достигает 34 масс.%. В рубинах, наблюдаемых в качестве включений в Бразильских алмазах, содержание хрома также аномальное и достигает 19 масс.% [Hutchison et al., 2004]. В серпентинитах установлен пирофанит, по составу близкий к сенаиту из алмазоносных россыпей Бразилии. Самородные металлы, муассанит, силициды железа описаны и на месторождениях алмазов [Самородное металлообразование…, 1991; Соболев и др., 2003]. Это позволяет считать площадь ККС перспективной на обнаружение коренных источников алмазов.

Минеральные ассоциации ККС почти идентичны таковым для мезокайнозойских алмазоносных россыпей Западного склона Урала бассейна р. Чусовой, расположенных непосредственно к СВ от свода [Кухаренко, 1955; Чайковский и др., 2003 и др.]. Время эруптивного магматизма на своде относится к кунгурскому времени ранней перми. В позднемеловое время на данном отрезке Урала существовал морской пролив [Папулов, 1972], и материал мог переноситься со свода на восток. Схожая минералогия отмечается и на Коми-Пермяцком своде, расположенном к СЗ и отделенном от ККС Осинской впадиной. В последние годы здесь выявлены минералы-спутники и мелкие алмазы [Осовецкий, 2007 и др.]. Не исключаются их местные источники.

В качестве примера блока отрицательного изгиба платформенной коры в диссертации рассматривается Осинская впадина Камско-Бельского прогиба, унаследовано развивавшаяся на Калтасинском рифейском авлакогене и испытавшая различные геодинамические режимы. Отнесение ее к блоку отрицательного изгиба позднепалеозойского времени основано на результатах анализа материалов по глубинному строению. Впадина осложнена осевым горстовым поднятием, Осинским блоком, который выделяется по всем горизонтам палеозоя и рифея. На поверхности кристаллического фундамента ему соответствует горстовое поднятие амплитудой 1,5 км [Шершнев, 1970]. Дешифрирование космоснимков показало наличие в осевом блоке кольцевых и дугообразных линеаментов, фиксируемых речными долинами. Долины речек асимметричные: внешние борта широкие и пологие, а внутренние узкие и крутые. Согласно теоретическим построениям, эти линеаменты могут отвечать кольцевым разломам, падающим к внутренней части блока (тектонические клинья). Исходя из этого, предполагается, что к ним может быть приурочен дайковый комплекс и/или интенсивная гидротермальная деятельность. Проведенные автором геохимические исследования аллювиально-делювиальных глин, из данных речных долин, показали наличие здесь контрастной геохимической аномалии (относительно глин платформенных областей, по Н.А. Григорьеву [2003] и В.И. Ваганову и др. [2001]). Содержания Cr и As превышают их на порядок, Ni 2-3 раза, Se и Te на 2 порядка, Au на 3 порядка, Hg в 2 раза. Глины Осинского блока обеднены Р на 2 порядка, Sc на порядок, Rb, Th, U в 2-5 раз. Соотношение между Au и Hg постоянное, отличное от смежных площадей, что может указывать на их местные источники. Аномальные содержания As, Se и Te обычны для коренных источников золота [Коротеев, Сазонов, 2005 и др.]. Шлиховое опробование показало наличие здесь и минералогической аномалии. Тяжелая фракция шлихов резко обогащена магнетитом и эпидотом, с постоянной примесью циркона и граната. Циркон и гранат однотипные и характеризуются низкой степенью механического износа поверхности. В шлихах отмечается золото и киноварь. Ранее М.Б. Осовецким (устное сообщение) здесь найдена самородная ртуть. Гравийно-галечный материал на 30-50% состоит из субвулканических образований, представленных породами от дацитов до гранит-порфиров, со щелочным уклоном. Их геохимия и минеральный состав близки к выявленным на блоке аномалиям. В направлении Урала содержание вулканогенного материала в галечниках быстро падает до 3%, а состав тяжелой фракции шлихов меняется на магнетит-амфибол-гранатовый. Таким образом, эти и другие данные не противоречат предположению о возможности нахождения здесь и дайкового комплекса. Осинский блок, несомненно, представляет интерес для поисков рудных месторождений и, прежде всего золота.

К Осинскому блоку приурочено крупное одноименное месторождение нефти. Исходя из представлений об осевом тектоническом клине и его структуроподготовительной роли, месторождения УВ здесь могут быть многоуровневыми. В настоящее время Урал и прилегающий к нему участок Восточно-Европейской платформы испытывают субширотное горизонтальное сжатие [Алейников и др., 1988; Кашубин, 2001; Блинова, 2003; Юдахин и др., 2003; Копп и др., 2008 и др.]. Блоковая складчатость на данной площади относится к незавершенной и, соответственно, испытывает активизацию. Это отражается в неотектоническом обновлении рельефа и слабой сейсмической активности глубинных разломов. В блоках отрицательного изгиба, в т.ч. в Осинской впадине, действует обратный градиент стрессовых напряжений, что способствует созданию аномальных пластовых давлений и сохранности месторождений углеводородов.

Таким образом, платформенная кора в зоне динамического влияния орогенов также подвергается структурированию и блоковой складчатости. Низкие скорости деформации, принцип унаследованности и вещественный состав коры определяют минерагению блоков.

Заключение

Теоретическое обоснование, экспериментальное моделирование и полевые исследования показывают, что блоковая складчатость существует. Она широко проявлена в мобильных поясах и на платформенных участках коры. Признаками блоковой складчатости являются линейность, ориентированная согласно общему структурному плану, близкие размеры блоков, повторяемость в пространстве, единый стиль деформаций для блоков одного знака изгиба, метаморфизм, магматизм и металлогеническая специализация.

Источник энергии преимущественно тектонический. Упругая верхняя кора передает напряжения сжатия на расстояния, а изгибы фокусируют их на относительно небольшие объемы, на ядра складок: в блоках положительного изгиба – на нижнюю часть коры, а в блоках отрицательного изгиба – на верхнюю ее часть. Релаксация напряжений осуществляется всеми возможными способами: тектоническими потоками, метаморфическими реакциями, перекристаллизацией, фазовыми переходами, растворением под давлением и т.п., что характеризует систему как максимально энергоемкую. Все деформации остаточные. Тектоническая энергия трансформируется в другие виды энергии, в т.ч. и тепловую. Возникает резко метастабильная по энергонасыщенности система, релаксация которой сопровождается глубокими вещественно-структурными преобразованиями земной коры и ремобилизацией рудных компонентов.

В верхней части блока отрицательного изгиба формируется зона брекчий и мегабрекчий, характеризующаяся большим трещинно-пустотным пространством, которое заполняется метеорными или морскими захороненными водами. Ниже располагается зона бескорневой складчатости и/или объемной трещиноватости. Осевая часть блока осложняется тектоническими клиньями. Наиболее крупные трещины скалывания проникают до НП. Запирающий градиент напряжений удерживает флюиды на глубине, что ведет к их перегреву и обогащению рудным веществом (хлорофильные, халькофильные, сидерофильные элементы) [Бушляков, Холоднов, 2002]. Снятие или временное ослабление тектонических напряжений сопровождается движением рудоносных флюидов в верхние горизонты коры. Наиболее крупные трещины скалывания играют роль рудоподводящих и рудораспределительных каналов. В зоне объемной трещиноватости, брекчирования и мегабрекчирования происходит смешение глубинных флюидов с метеорными и морскими захороненными водами, их резкое охлаждение, изменение рН среды и окислительно-востановительного потенциала, сопровождающееся рудоотложением. Таким образом, блоки отрицательного изгиба коры несут рудную специализацию. Источником рудного вещества является земная кора и верхняя мантия. Время основного рудообразования приходится на регрессивный этап процесса (снятие тектонических напряжений).

В блоках положительного изгиба коры действует прямой градиент напряжений, что ведет к осушению системы и возникновению направленных пластических и квазипластических потоков, переносящих тепловую и химическую энергию на верхние горизонты. Формируются гранито-гнейсовые массивы, слагающие ядра куполовидных структур и являющиеся центрами зонального высокоградиентного метаморфизма. Процессы гранитизации сопровождаются выносом в околокупольное пространство ряда рудных и нерудных компонентов (Fe, Au, Si, Mg и др.). В ядрах куполовидных структур накапливаются флюиды, обогащенные легколетучими (фторофильными) элементами (Be, Li, Sn, Ta, Nb и др.) [Бушляков, Холоднов, 2002]. Над купольными структурами образуются крутопадающие трещины растяжения, заполняемые кварцем. На прогрессивном этапе процесса жильный кварц испытывает деформации, метаморфизм и перекристаллизацию, с образованием месторождений гранулированного кварца. В межкупольном пространстве образуются пологие трещины отрыва и скалывания. Снятие тектонических напряжений сопровождается падением давления в ядрах куполовидных структур, вызывающего процессы анатексиса и ультраметаморфизма. Расплавы, наиболее богатые летучими компонентами, формируют дайковый комплекс гранитов и пегматитов (с редкометальной, слюдяной, кварцевой и самоцветной минерализацией), приуроченный к трещинам отрыва и скалывания в межкупольных структурах. На регрессивном этапе, в надкупольном пространстве формируется кварцево-жильное поле с горным хрусталем. Имеют место гидротермально-метасоматические процессы (альбитизация, грейзенизация, гидротермально-жильное заполнение трещинно-пустотного пространства), эволюционирующие в ходе длительной посттектонической релаксации системы. Таким образом, блоки положительного изгиба специализированы на нерудные полезные ископаемые, золото, редкие элементы.

Завершение блоковой складчатости сопровождается разрушением месторождений. Соответственно наибольшие перспективы на рудные месторождения имеют области незавершенной блоковой складчатости. Блоковая складчатость подчиняется принципам унаследованности, ответственна за подготовку рудовмещающих структур, мобилизацию и переотложение рудного вещества, что позволяет успешно использовать ее при прогнозе эндогенных месторождений различных полезных ископаемых.

Участки платформенной коры в зоне динамического влияния коллизионного пояса также подвергаются блоковой складчатости. Низкие скорости деформации вызывают смещение нейтральной поверхности в пользу увеличения толщины зоны сжатия. Блоки положительного изгиба унаследовано развиваются на выступах кристаллического фундамента, характеризующихся наиболее прочной и мощной корой. В этих условиях значительно возрастают напряжения сжатия, вызванные изгибом, что может явиться причиной сильной дегазации коры и эруптивного магматизма, возможно, с алмазной минерализацией. Блоки отрицательного изгиба наследуют древние депрессионные структуры, выполненные терригенно-осадочным комплексом. Изгиб создает условия низкотемпературного метаморфизма повышенных давлений, благоприятных для генерации углеводородов, удерживаемых на глубине обратным градиентом стрессовых напряжений. Осевой тектонический клин, зона бескорневой складчатости и объемной трещиноватости благоприятны для локализации месторождений углеводородов. С глубинными магматическими очагами может быть связан комплекс кольцевых даек в тектоническом клине. Возможна рудная минерализация эпитермального типа (сидерофильные, халькофильные, редкометальные, благороднометальные и др.).

Список основных публикаций по теме диссертации

Автор имеет более 140 публикаций прямо или косвенно касающихся темы диссертации.

Монографии

1. Кисин А.Ю. Месторождения рубинов в мраморах (на примере Урала). Свердловск: Изд. УрО АН СССР, 1991. 130 с.

Статьи в рецензируемых журналах по списку ВАК

2. Кисин А.Ю., Таланцев А.С. Особенности формирования хондродит-тремолитовых прожилков в толще мрамора из района кочкарской гранитной интрузии // Записки ВМО. 1986. № 1. С. 93-99.

3. Мурзин В.В., Кисин А.Ю., Сазонов В.Н. Самородное золото рубиноносных мраморов зональных метаморфических комплексов Урала и его роль в формировании россыпей // Докл. АН СССР. 1991. Т. 320. № 5. С. 1226-1229.

4. Коротеев В.А., Кисин А.Ю., Сазонов В.Н. Модель формирования складчатых поясов на коллизионном этапе (на основе горизонтального сжатия с изгибом) // Докл. АН. 1998. Т. 358. № 4. С. 508-510.

5. Кисин А.Ю., Коротеев В.А., Сазонов В.Н. Роль скорости деформации в модели одноосного горизонтального сжатия с изгибом блока верхней коры // Докл. АН. 2002. Т. 385. № 2. С. 223-225.

6. Кисин А.Ю., Коротеев В.А., Сазонов В.Н. Проявление эруптивного магматизма на Уфимском плато // Докл. АН. 2002. Т. 385. № 1. С. 80-82.

7. Кисин А.Ю., Коротеев В.А. Общекоровая складчатость мобильных поясов // Докл. АН. 2007. Т. 415. № 5. С. 646-650.

8. Кисин А.Ю. Общекоровая складчатость как отражение горизонтального сжатия // Литосфера. 2007. № 5. С. 117-136.

9. Кисин А.Ю. Структурное положение тектонического блока Каратау // Литосфера. 2008. № 4. С. 35-47.

10. Кисин А.Ю., Коротеев В.А. Градиенты стрессовых напряжений как причина перемещения вещества при общекоровой складчатости // Докл. АН. 2009. Т. 424. № 1. С. 67-70.

11. Кисин А.Ю. Общекоровая складчатость и горообразование // Ученые записки Казанского Университета. 2009. № 3. (в печати)

12. Кисин А.Ю. Структурная позиция и время образования прожилково-вкрапленных руд Сафьяновского Zn-Cu месторождения (Средний Урал) // Литосфера. 2009. № 5. С. 72-84.

Статьи в журналах и сборниках, материалы конференций

Кисин А.Ю. Деформационные макроструктуры в карбонатных породах гранито-гнейсовых комплексов Урала // Литосфера. 2007. № 1. С. 90-108.

Кисин А.Ю. Прогнозирование рубиновой минерализации в карбонатных породах // Геологическая наука - народному хозяйству. Свердловск: УрО АН СССР, 1989. С. 4-5.

Кисин А.Ю. Принципы прогнозирования хрусталеносности кварцевых жил в надкупольных структурах // Там же. С. 3.

Кисин А.Ю., Таланцев А.С. О времени метаморфизма в Кочкарском комплексе // Геология метаморфических комплексов Урала. Межвуз. науч. тем. сб. Свердловск: СГИ, 1990. С. 91-97.

Kissin A.J. Ruby and Sapphire from the Southern Ural Mountains, Russia // Gems and Gemology. 1994. Vol. 30. №. 4. Р. 243-252.

Кисин А.Ю. Кварцевые жилы в надкупольных структурах и прогнозирование их хрусталеносности по элементам залегания // Ежегодник-1994. Екатеринбург: УрО РАН, 1995. С. 74-77.

Koroteev V.A., Kissin A.J., Sazonov V.N. The model of orogenic belts forming during collission stages (at base of unixial lateral squezing with bending) / Abstracts of 6th Zonenshain conference on plate tectonics. Moscow, February 17-20, 1998. P. 142.

Кисин А.Ю. Модель образования эруптивных брекчий (по результатам исследований на Уфимском плато) // Ежегодник-97 ИГГ УрО РАН, Екатеринбург, 1998. С. 92-94.

Кисин А.Ю. Алмазы // В кн. Месторождения полезных ископаемых Урала. Екатеринбург: УрО РАН, 1999. С. 115-121.

Кисин А.Ю. К проблеме коренных источников уральских алмазов // Геология и полезные ископаемые Западного Урала: Мат рег. науч.-практ. конф. ПГУ. Пермь, 2000. С. 89-91.

Кисин А.Ю., Коротеев В.А., Сазонов В.Н. Модель одноосного горизонтального сжатия с изгибом как инструмент для решения проблемы источника уральских алмазов // Мат. Уральской летней мин. школы. Екатеринбург: Изд. УГГГА, 2000. С. 94 –100.

Кисин А.Ю., Коротеев В.А., Сазонов В.Н. Регрессивный этап развития коллизионно-складчатой системы (на модели одноосного горизонтального сжатия с изгибом) // Постколлизионная эволюция подвижных поясов. Мат. Межд. науч. конф. Екатеринбург: ИГГ УрО РАН, 2001. С. 90-93.

Кисин А.Ю. Прогноз и признаки эруптивного магматизма на восточной окраине Восточно-Европейской платформы // Алмазы и алмазоносность Тимано-Уральского региона: Мат. Всерос. сов. Сыктывкар: Геопринт, 2001. С. 100-102.

Кисин А.Ю., Баталина А.А., Мурзин В.В. Деформации мраморов и время образования рубиновой минерализации в Мурзинско-Адуйском метаморфическом комплексе (Средний Урал) // Ежегодник ИГГ УрО РАН: Екатеринбург: УрО РАН, 2003. С. 186-191.

Кисин А.Ю., Коротеев В.А., Сазонов В.Н. О возможной роли выступов кристаллического фундамента в образовании углеводородов // Генезис нефти и газа. М.: ГЕОС, 2003. С. 143-145.

Кисин А.Ю. К проблеме алмазоносности восточной окраины Восточно-Европейской платформы // Углерод, минералогия, геохимия и космохимия: Мат. Межд. конф. Сыктывкар: Геопринт, 2003. С. 42-44.

Кисин А.Ю. Общекоровая складчатость в коллизионных поясах // Эволюция внутриконтинентальных подвижных поясов: тектоника, магматизм, метаморфизм, седиментогенез, полезные ископаемые. Мат. науч. конф. Екатеринбург: ИГГ УрО РАН, 2003. С. 22-24.

Кисин А.Ю. Эруптивный магматизм на Уфимском плато // Вулканизм и геодинамика: Мат. 2-ого Всерос. симп. по вулканологии и палеовулканологии. Екатеринбург: ИГГ УрО РАН, 2003. С. 275-279.

Кисин А.Ю. К вопросу о происхождении лемазинских дырчатых брекчиевых известняков на Уфимском плато // Ежегодник-2003. Екатеринбург: ИГГ УрО РАН, 2004. С. 53-57.

Кисин А.Ю. Минералогическая зональность Уфимского плато и ее связь с глубинным строением // Геология и минеральные ресурсы европейского северо-востока России: Мат. Х1V Геол. съезда Республики Коми. Т. 2, Сыктывкар: Геопринт, 2004. С. 17-18.

Кисин А.Ю. Надвиги в земной коре и эффект присоски // Геология и металлогения ультрамафит-мафитовых и гранитоидных интрузивных ассоциаций складчатых областей. Мат. науч. конф. Екатеринбург: ИГГ УрО РАН, 2004. 466-468.

Кисин А.Ю. К проблеме надвигов в земной коре // Тектоника земной коры и мантии. Тектонические закономерности размещения полезных ископаемых. Мат. XXXVIII Тектонического сов. Т. 1. 2005. С.285-288.

Кисин А.Ю., Бушарина С.В., Макеев А.Б., Филиппов В.Н. Первая находка пиропов на Уфимском плато // Проблемы минералогии, петрографии и металлогении. Вып. 8. Пермский ун-т. Пермь, 2005. С. 162 – 169.

Кисин А.Ю. Дырчатые брекчиевые известняки и признаки газогидратов на площади Уфимского плато // Геология и полезные ископаемые Западного Урала. Пермь, 2005. С. 49-53.

Кисин А.Ю. Общекоровая складчатость восточной окраины Восточно-Европейской платформы // Строение, геодинамика и минерагенические процессы в литосфере: Мат. 11-й Межд. науч. конф. Сыктывкар: Геопринт, 2005. С. 134-137.

Кисин А.Ю. Общекоровая складчатость и минерагения восточной окраины Восточно-Европейской платформы // Области активного тектогенеза в современной и древней истории Земли. Мат. XXXIX Тект. сов. Т. 1. М.: ГЕОС, 2006. С. 308-312.

Кисин А.Ю. Общекоровая складчатость платформенных областей // Там же. С. 312-317.

Кисин А.Ю. Деформации мраморов и время рубин-сапфировой минерализации на Липовском проявлении (Средний Урал) // Уральская минералогическая школа-2005. Мат. Всерос. науч. конф. Екатеринбург: Изд. УГГУ, 2005. С. 104-108.

Кисин А.Ю. Уфимское плато: некоторые аспекты позднепалеозойской геодинамики и минерагении // Ежегодник ИГГ УрО РАН. Екатеринбург: ИГГ УрО РАН, 2006. С. 57-63.

Кисин А.Ю. Потеря изгибной устойчивости земной коры // Метаморфизм и геодинамика. Мат. межд. науч. конф. Екатеринбург: ИГГ УрО РАН, 2006. С. 35-38.

Кисин А.Ю. Уфимское плато: Некоторые итоги десятилетних исследований и перспективы алмазоносности // Алмазы и благородные металлы Тимано-Уральского региона: Мат. Всерос. сов. Сыктывкар: ИГ Коми НЦ УрО РАН, 2006. С. 70-72.

Кисин А.Ю. Эволюция общекоровой складчатости мобильных поясов // Фундаментальные проблемы геотектоники. Мат. XL Тект. сов. Т. 1. М.: ГЕОС, 2007. С. 300-303.

Кисин А.Ю. Общекоровая складчатость: основные положения // Геодинамика, магматизм, метасоматизм и рудообразование. Сб. науч. тр. Екатеринбург: ИГГ УрО РАН, 2007. С. 491-498.

Кисин А.Ю., Варламов Д.А. Гранаты Уфимского плато и проблема коренных источников уральских алмазов // Ежегодник ИГГ УрО РАН. Екатеринбург: ИГГ УрО РАН, 2007. С. 167-171.

Кисин А.Ю., Макеев А.Б., Филиппов В.Н. К проблеме происхождения самородных металлов, карбидов, силицидов и некоторых корундов на Уфимском плато // Там же. С. 228-232.

Кисин А.Ю. Общекоровая складчатость как основа для прогнозирования месторождений полезных ископаемых // Эндогенное оруденение в подвижных поясах. Мат. межд. науч. конф. Екатеринбург: ИГГ УрО РАН, 2007. С. 13-17.

Кисин А.Ю. Особенности и эволюция общекоровой складчатости // Изменяющаяся геологическая среда: пространственно-временные взаимодействия эндогенных и экзогенных процессов: Мат. Межд. конф. Т. 1. Казань: КГУ, 2007. С. 104-108.

Кисин А.Ю. Общекоровая складчатость мобильных поясов и горообразование // Общие и региональные проблемы тектоники и геодинамики. Мат. XLI Тект. сов. Т. 1. Москва: ГЕОС, 2008. С. 400-404.

Кисин А.Ю. Общекоровая складчатость и рудообразование // Рудогенез. Сб. науч. ст. Мат. Межд. конф. Миасс-Екатеринбург: УрО РАН, 2008. С. 133-137.

Кисин А.Ю. Опыт дешифрирования кольцевых структур в архейских толщах Центрального Мадагаскара и их возможная природа // Структурно-вещественные комплексы и проблемы геодинамики докембрия фанерозойских орогенов. Мат. Межд. науч. конф. Екатеринбург: ИГГ УрО РАН, 2008. С. 47-50.

Кисин А.Ю. Раннепермский структурный план восточной окраины Русской платформы с позиций общекоровой складчатости // Геология и полезные ископаемые Западного Урала: Пермь, 2008. С. 11-15.

Кисин А.Ю. Бескорневая складчатость осадочных пород платформенных областей: проблема происхождения // Там же. С. 6-11.

Кисин А.Ю. Роль общекоровой складчатости в образовании месторождений полезных ископаемых в осадочных бассейнах платформенных областей // Типы седиментогенеза и литогенеза и их эволюция в истории Земли. Мат. 5-го Всерос. литолог. сов. Т. 1. Екатеринбург: ИГГ УрО РАН, 2008. С. 301-303.

Кисин А.Ю. Метаморфические минералы в платформенном чехле Волго-Уральской антеклизы: проблема происхождения и возможное решение // Типоморфные минералы и минеральные ассоциации – индикаторы масштабности природных и техногенных месторождений и качества руд. Мат. Всерос. науч. конф. Годичное собрание РМО. Екатеринбург: ИГГ УрО РАН, 2008. С. 47-50.

Кисин А.Ю. Глянцевые поверхности на зернах минералов // Там же. С. 43-46.

Кисин А.Ю. Общекоровая складчатость – условия образования // Связь поверхностных структур земной коры с глубинными. XIV Межд. конф. Петрозаводск: Карельский НЦ РАН. Ч. 1. 2008. С. 258-261.

Кисин А.Ю. Опыт анализа уральских структур с позиций общекоровой складчатости // Там же. С. 261-264.

Кисин А.Ю. Осинский блок: проблема образования // Проблемы минералогии, петрографии и металлогении. Сб. ст. Вып. 12. Пермь: ПГУ, 2009. С. 277-285.

Кисин А.Ю. Клиновидные формы Сафьяновского рудного поля // Там же. С. 271-277.

Кисин А.Ю. Структурный план Волго-Уральской антеклизы в зоне динамического влияния Урала // Геология и минеральные ресурсы европейского северо-востока России: Мат. XV Геол. съезда Респ. Коми. Т. II. Сыктывкар: ИГ Коми НЦ УрО РАН, 2009. С. 119-121.

Кисин А.Ю. Брекчии, мегабрекчии и тектонические клинья Сафьяновского рудного поля // Уральское горное обозрение. 2009. С. 110-125. (Электронная версия).







© 2011 www.dissers.ru - «Бесплатная электронная библиотека»

Материалы этого сайта размещены для ознакомления, все права принадлежат их авторам.
Если Вы не согласны с тем, что Ваш материал размещён на этом сайте, пожалуйста, напишите нам, мы в течении 1-2 рабочих дней удалим его.