127_p2487-01_D3_856

систем и многостадийный характер оруденения, можно объяснить факты пространственного совмещения разнотипного оруденения и формирования полигенной минерализации в ряде рудных тел Любавинского рудного поля.

Рис. 126. Основные типы структурных парагенезов Любавинского рудного поля для геодинамических обстановок субширотного (стадия 1) и субмеридионального (стадия 2) сжатия-растяжения и их модели в виде кубов деформирования. По данным С. П. Летунова.

1–3 – дизъюнктивные структуры: 1 – взбросы первого (а) и второго (б) порядков (штрихи направлены в сторону поднятого крыла), 2 – сбросы первого (а) и второго (б) порядков (штрихи направлены в сторону опущенного крыла), 3 – сдвиги с установленным (а) и неустановленными (б) знаками смещения; 4 – жиловмещающие трещины; 5 – дайковмещающие полости; 6 – направления действия тектонических усилий для обстановок относительного сжатия (а) и растяжения (б); 7 – сферограммы полей напряжений: для начальных (тип а) и конечных (тип б) условий деформирования (черные сегменты – зоны действия сжимающих усилий, белые – для растяжения)

При этом небольшие размеры «любавинских» гранитных штоков (первые сотни кубических метров), встречающихся в контурах Любавинского рудного поля, предопределили их малую роль в формировании структуры Любавинского месторождения. Редкометалльная (W, Mo) минерализация фиксируется только в тех кварц-полевошпатовых и кварцевых жилах, которые залегают либо в таких гранитных штоках, либо находятся вблизи них. Собственно золоторудная минерализация по отношению к подобным штокам не образует концентрической рудной зональности. В некоторых случаях даже, наоборот, при приближении к контактам с такими гранитными телами появляются более низкотемпературные ассоциации. Следовательно, золоторудная система не проявляет ни парагенетических, ни генетических взаимосвязей с отдельными гранитными штоками даурского комплекса. Роль таких штоков, как указывалось выше, состоит лишь в создании благоприятной литологической среды для заложения систем мелкой трещиноватости и формирования штокверкового типа оруденения.

200

Общая динамика структурообразования. Варианты закономерной вариации тектонического поля проявлены наиболее наглядно (см. рис. 125, сфер. II, а, б) на синоптических диаграммах Любавинского рудного поля, где сведены все особенности развития рудоконтролирующих тектонодинамических обстановок. В рудный период (сфер. II, а) начиная с этапа формирования жил метаморфогенного кварца (гномопроекция № 1) и кончая временем развития полисульфидной минерализации (гномопроекция № 4), произошла трансформация субмеридионального сжатия в субширотное с последующей релаксацией напряжений и оформлением сбросовых структур. Близкий мотив смены тектонодинамических обстановок регистрируется и в развитии структурных элементов первого порядка (сфер. II, б). Причем циклическое реверсирование происходило дважды – как в «прямом», так и в «обратном» направлениях. Если для рудного периода ориентировка оси 3 скачкообразно менялась по ортогональному закону, то для дорудных и послерудных периодов эта ось испытала лишь постепенные развороты (путь от регулярных точек № 0 до № 3 и от точки № 5 до № 10). В первом случае это был механизм ортогонального реверсирования осей однотипного поля, а во втором – механизм вариации вида его напряженного состояния.

История формирования структур Балейского рудного поля. Она тесно связана с динамическим взаимодействием и этапностью формирования тектонических структур Борщевочного свода и Балейского грабена. Первоначально, т. е. в донижнемеловое время, Борщевочный свод имел значительные размеры, превышающие современные в два раза. Зарождение этого свода было вызвано всплыванием Борщевочного массива гранитоидов по типу окаймленного гранитогнейсового диапиро-сводового поднятия, имеющего зональное строение. В верхней части земной коры диапирирование происходило по типу всплывания и взламывания линейного жесткого блока, а в глубинных зонах – в виде протрузии крупного вязкопластичного тела. В верхнеюрское время, т. е. в начальные этапы роста, на флангах этого крупного диа- пиро-сводового поднятия произошло заложение обрамляющих его обширных компенсационных вулканических и вулканогенно-осадочных впадин изометричного облика (Шадоронская, Оловская и другие впадины) [Летунов, 1986]. Более поздние верхнеюрско-нижнемеловые вул- каногенно-терригенные грабены (Балейский, Оноховский, Лесковский и др.) оформились как узкие линейные зоны растяжения и блоковой просадки, непосредственно примыкая к контакту Борщевочного массива.

Самый крупный из этих грабенов, Балейский, после заложения дополнительно был осложнен линейными дизъюнктивными структурами северо-восточной ориентировки, возникшими по типу провальных рвов, сформировавшихся над активными зонами крупных тектонических нарушений (Северо-Восточная структура, Борщевочный разлом) [Эволюция Балейской РМС …, 2005]. В придонной части грабена, помимо мульдообразных Западной и Восточной синклиналей, в качестве структур второго порядка развиты крупноамплитудные (80–150 м) положительные (горст-антиклинали) и отрицательные (грабен-синклинали) структуры, возникшие при блоковых смещениях фундамента. Отмеченный тектонический режим привел к созданию в основании грабена клавишно-блоковой структуры. При этом линейные блоки были шарнирно перекошены и осложнены гравитационными надвигами и сбросами листрического типа (см. разд. 2.2.3).

Вистории развития рудоконтролирующих структур грабена фиксируется около пяти крупных тектонических циклов, коррелирующихся с рудно-магматической активностью (рис. 127, а). При этом в каждом из пяти циклов намечается закономерная смена из трех последовательных этапов развития структур грабена. Этап № 1 обычно соответствует обстановке интенсивного растяжения и опускания дна грабена, этап № 2 – стабилизации, пенепленизации

иформированию кор выветривания, этап № 3 – кратковременному периоду сжатия и поднятия всей территории.

Вэтапы № 1 каждого из пяти периодов величина и характер нисходящих движений дна Балейского грабена напрямую зависели от скорости и амплитуды всплывания ядерной части Борщевочного свода. Чем всплывание было значительнее, тем и компенсационное опускание в бортах облекающих его впадин и грабенов было крупноамплитуднее. При этом по обрамляющим всплывающий массив зонам милонитизации (Борщевочный и Шилкинский разломы) осуществлялись значительные сбросовые перемещения. Плоскости подобных сбросов иногда рассекали по системам крутонаклонных разрывов и осадочно-вулканогенный чехол

201

Рис. 123. Этапност формирования структу Балейского грабен Составил Летунов С.П.

учетом данны Ю.И.Симонова и С. Максимова.

а- геологически схемы, б – графи колебательных движени дна Балейского грабена период «всплывания Борщевочного диапи плутона, в – сферограмм миграции оси 3 в ход одного цикла развити (стадии: 1- проседани блоков грабена, субмеридионального сжати при стабилизаци территории, субширотного сжатия

поднятия западных борто грабена). № 1-Q обозначение стадий золот кварцевой минерализаци (1-Q - первая кварцевая) соответствии с рис. 50.

202

прилегающих впадин и грабенов. В результате активного поднятия бортов грабена в самой депрессионной структуре отлагались грубообломочные обвальные брекчии и фанконгломераты, переслаивающиеся с маломощными горизонтами туфов основного состава.

Вэтапы № 2 каждого цикла наступает период стабилизации территории (рис. 127, б), обусловленной прекращением восходящих движений Борщевочного массива и даже его некоторой просадкой, возможно, связанной с явлениями контракции успевших обнажиться надкупольных частей массива. Итак, каждый раз, как только заканчивался этап активного всплывания и эродирования кровли, нижние части массива начинали охлаждаться и контракционно проседать. В данный относительно продолжительный атектонический этап по его периферии происходила пенепленизация территории и формирование кор выветривания значительной мощности (до 80–120 м). В слабо погруженных и обширных по площади бассейнах типа Ун- дино-Даинской впадины в это время отлагаются хорошо сортированные горизонты песчаников

игравелитов (среднебалейская, верхненовотроицкая свиты). Они в своем составе содержат небольшие прослои вулканических бомб и пепловых туфов кислого состава.

Вэтапы № 3 контракционная просадка Борщевочного массива прогрессивно нарастала, а, следовательно, активизировались явления сжатия и поднятия его бортов, сопровождаемые процессами эродирования осадочного чехла впадин и смыва отложений кор выветривания. При самой приблизительной оценке величина эрозионного нивелирования на отдельных участках достигала порядка 0,1–0,4 км. По указанной причине из нормального стратиграфического разреза нередко выпадали отложения подсвит и даже целых свит. Поэтому мощности среднебалейской и верхненовотроицкой свит в отдельных частях грабена сильно варьируют, иногда различаясь в два раза.

При периодической гравитационной просадке Борщевочного массива Борщевочный разлом, как и все другие разрывные системы данной ориентировки (Контактовый, Ундинский, Шилкинский и др.), выступил как взбросо-надвиг. Именно в данной геодинамической обстановке и реализуются довольно своеобразные явления наползания слабосцементированных пород осадочного чехла грабена на кристаллические борта Балейского грабена [Структура и процессы, 2001]. Подобные явления зафиксированы и в Шилкинском грабене [Сизых, 2002]. Рядом исследователей [Сагло, Сейфуллин, Симонов, 1976; Любалин, 1977] отмечаются и обратные явления, когда, наоборот, кристаллические породы ряда жестких блоков (Змеевского, Оноховского, Дутурульского) по системам бортоограничивающих структур (Каменского, Дутурульского, Ундинского и Киберевского разломов) полого надвигались на осадочный чехол Балейского грабена.

Впериод последующей, по-видимому, сейсмогенной релаксации тектонических напряжений и постсейсмогенного приоткрывания бортоограничивающих разрывов (Контактовый, зона Разлома № 1 и др.) в осадочный чехол грабена происходит поступление значительных порций перегретых гидротерм. Далее, за счет растекания по слоистости, как указывалось ранее, шло формирование мощных горизонтов низкотемпературных кремней. Не исключено, что некоторая часть таких гидротерм в виде гейзеров и фумарол изливалась на дневную поверхность. Об этом свидетельствуют находки окремненных фрагментов стволов деревьев и их корневых систем, встречающихся среди кремнистых образований.

Врезультате проявления циклической активности Борщевочного диапир-плутона тектонические подвижки дна грабена также носили волнообразно-колебательный характер (рис. 127, б). Они фиксировались не только сменой литостратиграфических ритмов, но и периодичностью рудообразующих процессов. В периоды просадки Борщевочного свода Балейский грабен оказывался как бы зажатым со всех четырех сторон надвинутыми на него бортами. Данная геодинамическая обстановка всестороннего сжатия структур фундамента грабена не способствовала рудоотложению, так как рудные растворы либо рассеивались и консервировались во вмещающих породах, либо, изливаясь на поверхность, сильно разубоживаясь артезианскими и поверхностными водами.

Впериоды поднятия и линейного разрастания Борщевочного свода происходило активное осепоперечное приоткрывание субмеридиональных и северо-восточных разрывов. За счет последовавших тектонокессонных эффектов именно туда и устремлялись рудные растворы, ранее захороненные в высокопористых конгломератовых горизонтах осадочного чехла. Повышенная трещиноватость и обводненность таких разломных зон способствовали процессам смешения в них высоко концентрированных ювенильных рудных растворов ассимиляци-

203

онного типа с вадозными водами. В итоге смешения и тектонокессоного выкипания рудных растворов появлялись быстро кристаллизовавшиеся кремнисто-коллоидные фазы.

Относительно этапности формирования и вопросов структурной организации кварцеворудных прожилков Северного штокверка Балейского месторождения необходимо отметить главные особенности их формирования. Во-первых, кварцевые прожилки разных стадий минерализации имеют независимые структурные планы. На диаграммах трещиноватости максимумы их полюсов пространственно обособливаются (рис. 128, б), а в плане иногда находятся вдали от швов крупных дизъюнктивов (Фабричного, Разлома № 3). Во-вторых, из-за расположения оси пояса полюсов В1 золото-кварцевых жил штокверка Северный на граммапроекции Контактового разлома, можно сделать вывод, что между ними есть структурная связь, определяемая характером тектонических перемещений по данному разлому (рис. 128, г). В-третьих, структурно золото-кварцевые прожилки отчетливо контролируются зонами пологих срывов и надвигов, находящихся вблизи тектонизированного контакта между осадочным чехлом и фундаментом. Пояс полюсов рудных прожилков, выступая в качестве «пояса по простиранию», идет вдоль проекции плоскости этого контакта (рис. 128, д). Наличие структурной связи доказывается и схожестью структурного узора максимумов кварцевых прожилков с планом мелкой трещиноватости, развитой в контакте гранитов и конгломератов (рис. 128, з). В-четвертых, структурный план мелких прожилков наследует элементы залегания пологой кровли Балейского полукупола, ядро которого находится в центре Северного карьера. Это структурное единство доказывается появлением здесь на диаграммах кругового пояса полюсов таких прожилков (рис. 128, е, ж). Структурная обстановка, фиксируемая по зеркалам скольжения, развитым в пределах карьера, указывает на сбросовый тип перемещений по пологим крыльям такого купола.

Рис. 128. Структурные сферограммы по Северному карьеру:

а–е – обобщающей ориентировки по рудному штокверку: зеркал скольжения (а), кварцевых прожилков разного типа (б), траектории миграции оси сжатия от первого до пятого этапа (в) (номера точек даны в соответствии с номерами стадий на рис. 43 (Б)), диаграмма кварцевых жил (г), диаграмма мелких кварцевых прожилков (д), сводная диаграмма по жилам и прожилкам (е); ж-з – сферограммы ориентировки по отдельным структурным площадкам: систем кварцевых прожилков и жил, развитых в центре карьера (д- 45) (ж), трещин скола, находящихся в зоне тектонизированного контакта конгломератов и гранитоидов (д-44) (з); модель куба деформирования кварцеворудных тел в рудный и пострудный периоды (и).

1–5 – типы разновидностей кварца с диаграммы «б»: 1 – темно-серый, 2 – молочно-белый, 3 – гребенчатый, 4 – серый с вкрапленностью пирита, 5 – халцедоновидный.

Условные обозначения для структурных диаграмм см. на рис. 49. Пояснения в тексте

Развитие тектонических зеркал скольжения по плоскостям карбонатных и кварцевых прожилков и контактам кварцевых жил косвенным образом указывает на рост рассматриваемой купольной структуры и в пострудное время.

204

Таким образом, в структуре Балейского месторождения выявляется трехуровневое ранговое соподчинение: 1) кварцевые прожилки штокверка Северный подчинены динамическому влиянию пологих срывов и надвигов, идущих в районе литологического контакта осадочный чехол – фундамент; 2) кварцевые жилы контролируются плоскостью Контактового разлома; 3) структурный план жильного поля Балейского месторождения подчинен структуре Балейского полукупола. В указанном ряду структурных форм Контактовый разлом является самой поздней и наиболее динамически активной рудоконтролирующей структурой. Однако, несмотря на разновозрастность этих рудоконтролирующих структур, в каждом из ранговых уровней формирование рудной минерализации происходило одновременно.

На синоптической сферограмме Балейского месторождения (рис. 128, в) от ранней рудной стадии (гномопроекция № 1) к поздней, т. е. пятой стадии (гномопроекция № 5), отмечается закономерное пространственное изменение местоположения оси 3. В раннерудную стадию поле напряжений отличается субмеридиональным сжатием (регулярная точка № 1), которое к среднерудной стадии (точка № 4) постепенно сменяется субширотным сжатием. Следовательно, происходит смена тектонодинамической обстановки и вместо субширотных надвигов развиваются субмеридиональные взбросы. К позднерудной стадии (№ 5) устанавливается сбросовый тектонодинамический режим, вызванный господством субширотного растяжения, осложненного одноосным субвертикальным сжатием-растяжением, генерирующихся купольной структурой.

Аналогичная последовательность тектонических событий (рис. 127, в) отмечалась и при формировании бортоограничивающих разломов Балейского грабена, активизировавшихся в нижнемеловое время в связи с просадкой Борщевочного массива (цикл III на рис. 127). При этом массовое рудоотложение (стадии № 3, 4, 5) пришлось на период перестройки, т. е. смены контракционной стадии стадией инверсии (всплывания). Выявленный режим отличался сбросовыми перемещениями по всем системам бортоограничивающих разломов, что в целом отвечало обстановке одноосного вертикального сжатия.

Сведение всех рудоконтролирующих структур Балейского месторождения к комбинированной модели куба дизъюнктивного и инъективного деформирований позволяет структурно увязать плоскость Контактового разлома не только с поперечными (субмеридиональными) и продольными (субширотными) взбросо-надвигами, но и с центром купольной структуры. На представленной модели куба инъективно-дизъюнктивного деформирования рудные прожилки залегают согласно элементам кровли Балейского купола (см. рис. 110).

Выводы. Установленная корреляция процессов рудообразования как с тектонической активностью Борщевочного свода, так и с локальной структурой Балейского полукупола, привела к закономерной схеме миграции оси 3. В общей истории формирования структур Балейского грабена эти схемы трехэтапной миграции оси 3 (из субмеридионального в субширотное и субвертикальное) (рис. 127, в) повторились как минимум четыре раза, т. е. в шадоронское, балейское, новотроицкое и шилкинское время.

Итак, в истории развития рудоконтролирующих структур Балейского рудного поля выявленная рудная стадийность коррелируется с периодами тектонической перестройки структурных планов Балейского грабена, а через него, и с динамической активностью Борщевочного массива. Общий мотив всех структурных перестроек один и тот же, заключающийся в соблюдении закона ортогональной схемы в реверсировании осей ГНН и инверсии при этом тектонических режимов от обстановок сжатия к растяжению.

3.3. Развитие пликативных структур

История формирования структуры Зун-Холбинского месторождения. При рассмотрении истории формировании структуры данного месторождения необходимо прежде всего учитывать широкое развитие в рудовмещающей осадочно-вулканогенной метаморфизованной толще многочисленных складок течения и нагнетания, диапировых структур, блокбудин, кластических даек-жил и зон рассланцевания, имеющих различные масштабы. При этом дизъюнктивные структуры рудоконтролирующей Самарта-Холбинской зоны интенсивного смятия и рассланцевания косо пересекают как осадочно-метаморфические образования, гранитные массивы, так и рудные тела. Как указывалось, по приведенным признакам месторо-

205

ждение и отнесено к классу пликативных структур, тем более что и сами рудные тела представляют собой пластово-складчатые залежи (см. рис. 113).

На этом основании история формирования пликативных структур Самарта-Холбинской зоны рассмотрена с самых ранних этапов ее заложения, т. е. с позднедокембрийского времени. В начальный период, после общего погружения территории, здесь в пределах ОкиноИльчирской синклинорной структуры (терминология по В. П. Арсентьеву) заложилась крупная мелководная морская впадина. Ее формированиие произошло, по-видимому, частично на коре океанического типа, а частично на древнем протоплатформенном основании археид шарыжалгайской серии. В данной морской впадине относительно продолжительное время шло накопление мощных горизонтов известняков и доломитов иркутной свиты, а позднее, и слабозолотоносных вулканитов, глубоководных сланцев и кремней ильчирской свиты. Анализ элементов залегания протоскладчатых структур этих толщ показывает, что наиболее ранними из них являются пологие складки северо-восточного простирания, скорее всего, соответствующие вытянутости контуров этого рифейско-вендского палеобассейна. Нами складки данной возрастной генерации обозначены как складки F1.

На указанную складчатость наложена серия более поздних линейных складок F2 второго порядка, оси которых субпараллельны северо-западному ограничению Гарганской глыбы. Среди складок F2 преобладают открытые симметричные складки, реже среди них отмечаются наклонные и запрокинутые на юго-запад. Шарниры линейных складок ундулируют в северозападном направлении – это складки генерации F21. Причем по мере удаления от блоков кристаллического фундамента и крупных тектонических нарушений происходит смена серий относительно пережатых складок более открытыми их разностями. Складки F21 есть результат, по-видимому, позднедокембрийского «дрейфа» Гарганской глыбы в северо-восточном направлении и подвига ее чешуй под осадочно-вулканический чехол Окино-Ильчирской впадины. Эта структурная перестройка привела к значительному сокращению контуров палеобассейна и его вырождению до локальной, заливоподобного типа, грабен-синклинали. В соседних районах начало данного коллизионного этапа сопровождалось протрузированием офиолитовых серий, разместившихся в виде узких пластин в Ильчирском прогибе. В рассматриваемом районе в это время происходит оформление Холбинской рудоконтролирующей структуры как зоны сплющивания или содвижения, осложненной многочисленными продольными разломами и мелкой складчатостью.

Еще более тесно сжатыми, вплоть до изоклинальных, складки становятся в раннепалеозойское время – в период, предшествующий внедрению гранитоидов Амбартогольского массива. Теперь шарниры данных изоклинальных складок склоняются на юго-восток под углами 25–55°, а их осевые поверхности запрокинуты на северо-восток. Это складки генерации F22. По кинематическому типу складки F22 являются складками волочения, образованными при левосторонних сдвиго-взбросовых перемещениях по Холбинской зоне смятия.

Новый этап крупной тектонической перестройки рассматриваемой структуры был связан со становлением Амбартогольского массива. Тело этого массива, выступив сначала в качестве «мягкого», а затем и «жесткого» штампов, произвело интенсивное смятие осадочновулканических пород, находящихся в межблоковой зоне, в том числе и встречающихся там мелких блоков гранитогнейсов. Этот процесс межблокового смятия обусловил надвигание в ряде случаев блоков известняков иркутной свиты и сланцев ильчирской толщи на кристаллические породы Гарганской глыбы. Своеобразие и отличие возникших при этом складок F23 от всех других состоит в принадлежности к складками пластического течения, осложненного в ядерных частях явлениями нагнетания и диапиризма. Поэтому центральные части отмеченных складок нередко заполнены мелкобрекчиевым материалом, окруженным хаотически смятыми известняками. В представленном плане весьма необычным случаем для пликативной тектоники является крупная наложенная складка, зафиксированная в блоке гранитогнейсовых пород в форме крупной пережатой антиклинальной складки и известная как «Гора Верблюд» [Золото Бурятии …, 2000].

Изучение смен структурных планов деформирования и соответствующих этому ПТН Зун-Холбинского месторождения показывает, что ось 3 оставалась стабильной по своему положению во все этапы (см. рис. 58, а, б). В ходе прогрессивного деформирования менялись своими местами оси ГНН 1 и 2, т. е. шло ортогональное реверсирование этих осей, реализуе-

206

мое сменой направления течения катакластических масс с вертикального на горизонтальное. В периоды кратковременной разрядки и растяжения, наоборот, происходила смена местоположения 1 на 3, т. е. осуществилась инверсия тектонического режима (см. рис. 58, в).

Как показывает анализ характера взаимоотношений план-параллельных текстур течения вмещающей толщи с разновозрастными дайковыми образованиями, в истории формирования структуры Зун-Холбинского месторождения обстановка транспрессии (сжатия) и пластического деформирования восстанавливалась как минимум три раза.

В первый раз пластическое деформирование предшествовало периоду внедрения даек лейкократовых гранитов и гранит-аплитов, которые, имея относительно пологие углы падения (от 5 до 35°, реже – более), нередко под встречными углами пересекают как оси складчатых структур первой и второй генераций (F1 и F2), так и ряд тектонических зон рассланцевания и смятия осепродольного типа. По данным полевых исследований, в тектонической зоне особенно высокопластичными являлись горизонты оталькованных доломитов и темно-серых графитизированных и сульфидизированных известняков. Эти образования в зонах разломов образуют ряд реоморфических (кластогенных) даек, плитообразные тела которых под острым углом пересекают элементы первоначальной слоистости вмещающих пород [Феофилактов, 1992]. Для таких кластогенных даек типичны флюидально-полосчатые и брекчиевые текстуры. Подобными образованиями также сложены ядра пережатых и оторванных от их крыльев головные части антиклинальных складок нагнетания, известные у геологов-структурщиков как «блок-будины».

Второй раз интенсивный катаклаз и реологические деформации проявились после периода внедрения даек лейкократовых гранитов. В отличие от первого, носившего площадной характер, это пластическое течение осуществлялось только вблизи шовных зон крупных тектонических нарушений. Амплитуды такого перемещения были уже менее значимыми. Направление перемещения фиксируется по пластическому изгибу ранних кварцевых жил, содержащих карбонат-хлоритовую, магнетит-ильменитовую, пирит-молибденитовую и пиритхалькопиритовую минерализацию. Пластическая деформация выразилась в грануляции и перекристаллизации кварц-сульфидного материала таких жил, в результате чего кварц приобрел сливной, как у кварцитов, вид, а пирит-халькопиритовый агрегат – «чугунный» облик и тектоническую полосчатость. По мнению Г. А. Феофилактова [1966], это явление было связано с внутрирудным метаморфизмом, имевшим место на ранних стадиях формирования месторождения. В складчатых структурах данный тип перемещения зафиксирован складками волочения и изгиба третьей возрастной генерации – F3 (см. разд. 2.3.1). Дайки лейкократовых гранитов при таком виде деформирования подверглись фрагментированию и незначительному катаклазу. На ряде интервалов дайки березитизированы. Гранодиориты, граниты и гранито-гнейсы Гарганской глыбы после двухэтапной структурно-вещественной проработки, характерной для шовных тектонических зон, превращены в тонкосланцеватые хлорит-серицит-альбит-кварц- карбонатные породы. Первичный облик названных пород нередко реконструируется с трудом.

Третий раз активизация пластических деформаций отмечалась уже в пострудный период и носила локальный характер, проявляясь лишь в виде микроскладок волочения, развивающихся около крупных разрывов. Здесь они ассоциируют с многообразными зеркалами скольжения.

Таким образом, в истории формирования структуры Зун-Холбинского месторождения отмечается неоднократная смена пластических деформаций хрупкими. Именно в периоды хрупкого (охрупченного) состояния горного массива и происходило внедрение даек лейкократовых гранитов, а затем и формирование кварцевых и кварц-сульфидных жил выполнения, приуроченных к трещинам отрыва. Периоды охрупчивания, скорее всего, связаны либо с периодическим резким усилением интенсивности тектонических напряжений, вплоть до сейсмогенных, сменой девиатора напряжений, потерей флюидной фазы и т. п.

На синоптической диаграмме картин тектонических полей напряжений ЗунХолбинского месторождения (рис. 129) при стационарном, региональным по рангу субмери-

с созданием множества промежуточных (регулярных) состояний деформируемой системы. О подобном режиме деформирования свидетельствует присутствие на диаграммах непрерывного пояса гномопроекций шарниров складчатых структур (см. рис. 54, а).

207

ВКС в блоково-купольную постройку (рис. 130, II). Перестройка была вызвана резким усилением динамического режима регионального субмеридионального сжатия, сопровождавшегося надвиганием с севера и с юга на Дарасунскую ВКС узких тектонических блоков-пластин. В конце такой блоковой структурной перестройки произошло осложнение кольцевых структур купольной постройки и ее перекрытие рядом надвиговых чешуй, большинство из которых имеет северный перекос своих блоков.

Рис. 130. Основные этапы формирования Дарасунской вулкано-купольной структуры: а – тектонические периоды, б – синоптическая номограмма реверсирования оси 3.

1–6 – геологические комплексы: 1 – раннемезозойские дайки габбро-порфиритов, диабазов и порфиритов, 2–3 – амуджиканская серия (2 – штоки плагиогранит-порфиров и диорит-порфиров, 3 – тела эксплозивных и эруптивных брекчий), 4 – рудные тела, 5 – границы Дарасунской ВКС: центральное ядро (а) и внешняя зона (б), 6 – контур компенсационно-просевших блоков; 7–10 – тектонические блоки: 7 – наиболее поднятые, 8 – наименее поднятые, 9 – относительно стабильные, 10 – опущенные; 11 – тектонические зоны; 12 – единичные разрывы; 13 – положение векторов тектонического сжатия территории.

Номера гномопроекций на сферограмме соответствуют номерам тектонических схем этапов формирования ВКС

Третий период (средне-позднеюрский) выявляется при изучении кольцевых морфоструктур, образованных в связи со становлением каркасной субвулканической интрузии плагио- гранит-порфиров и эксплозивно-эруптивных тел по ее периферии. Внедрение субвулканического штока произошло в центр Дарасунской вулканоструктуры. При инъективном воздействии этой интрузии протовулканические структуры были взломаны, а на их месте сформировалось небольшое купольное сооружение, состоящее в центральной части (1,2×2,0 км) из серии мелких купольных вздутий, слившихся друг с другом. Обрамляющая Дарасунскую ВКС внешняя зона (5,0×7,0 км) вытянута в северо-западном направлении (рис. 130, III). В настоящее время по внешней периферии Дарасунской ВКС встречаются небольшие фрагменты эффузивных покровов риолитов, риолито-дацитов, трахириолитов и вулканических стекол кислого состава, сохранившиеся в просевших мини-блоках. Предполагается, что некогда они входили в состав нижней части площадного покрова вулканитов, имевшего ориентировочную мощность порядка нескольких сотен метров. В центральной, несколько приподнятой, части ВКС в основном проявлялась активная эксплозивная деятельность, сопровождаемая предрудной пропилитизацией. Периоды эксплозивного брекчирования не были одноактными, а проявлялись

209