Geologiâ rudnyh mestoroždenij

ВВЕДЕНИЕ

Южный Урал и Рудный Алтай в качестве крупных обособленных сегментов входят в протяженный Урало-Монгольский складчатый пояс, окаймляющий с запада и юга Сибирский палео­континент (фиг. 1). Принадлежность к общей глобальной структуре определяет многие черты сходства уралид и алтаид, в том числе, и сходство сравниваемых регионов, представляющих крупнейшие колчеданоносные провинции мирового класса. Вместе с тем, наряду с чертами сходства, не менее выразительны и различия в составе геологических формаций и колчеданных месторождений этих важных в экономическом отношении регионов.

Сравнительный анализ колчеданоносных провинций, отличающихся историей геологического развития и составом оруденения, давно привлекал исследователей (Вулканогенные ..., 1978; Колчеданные …, 1979; Колчеданные …, 1984; Сопоставление …, 1986; Филатов, Ширай, 1988). Такой интерес к сравнению различных провинций вполне оправдан, т. к. дает возможность выяснить влияние конкретных факторов (геодинамических, тектонических, формационных, фациальных) на особенности геологических комплексов и отдельных месторождений.

Авторы статьи также принимали участие в этих исследованиях (Сопоставление ..., 1986). Под руководством П.Ф. Сопко было выполнено сравнение условий формирования колчеданных месторождений Южного Урала, Малого Кавказа и Рудного Алтая. Исследования включали полевые работы, проводившиеся совместно со специалистами в каждом из регионов. На Рудном Алтае, совместно с известными исследователями В.С. Кузебным (АН КазССР), Д.И. Горжевским (ЦНИГРИ), Г.Ф. Яковлевым (МГУ) и геологами алтайских рудников в 1975 г. нами изучались Риддер-Сокольное, Зыряновское, Тишинское, Николаевское и другие колчеданные месторождения.

Схема тектонического районирования Урало-Монголо-Тяншаньского складчатого пояса (Буслов и др. 2013): 1 – докембрийские кратоны, 2 – венд-палеозойские образования пассивной окраины Восточно-Европейского кратона, 3 – венд-палеозойские окраинно-континентальные образования Сибирского кратона, 4–7 – Казахстанско-Байкальский составной континент: 4 – аккреционно-коллизионные зоны с докембрийскими микроконтинентами гондванской группы, 5, 6 – венд-раннекембрийская Казахстанско-Тувино-Монгольская островная дуга: 5 – преимущественно магматические породы, 6 – образования аккреционных призм и преддуговых прогибов; 7 – раннемезозойский аккреционно-коллизионный пояс, содержащий микроконтиненты и континенты гондванского происхождения; 8 – раннемезозойская Монголо-Охотская сутурно-сдвиговая зона, 9 – ограничения Казахстанско-Байкальского составного континента; 10 – позднепалеозойские разломы нерасчлененные, 11 – позднепалеозойские и раннемезозойские сдвиги, стрелками показаны направления смещений, 12 – позднепалеозойские и раннемезозойские надвиги. Контурами выделены Южно-Уральские и Алтайские геологические структуры.

В последнее время интерес к проблеме сопоставления проявился вновь, особенно в связи с проведением в Новосибирске международных научных конференций (Корреляция алтаид и уралид …, 2014, 2016) и рядом публикаций (Кривцов и др., 2002; Викентьев, 2004; Yakubchuk et al., 2005; Буслов и др., 2013; Гаськов, 2015; Ганженко и др., 2018). Этот интерес вполне понятен, т. к. за прошедшие десятилетия в обоих регионах накопилось много новых данных о составе и возрасте рудовмещающих комплексов, а главное – произошла смена геодинамических концепций: геосинклинальная гипотеза уступила место теории тектоники плит. Соответственно, предложенные ранее модели рудообразования требуют уточнения, а в ряде случаев, и переосмысления.

В публикациях ряда авторов проведено сопоставление разных частей Урало-Монгольского складчатого пояса (Корреляция …, 2014, 2016). В частности, рассмотрены магматические комплексы, тектонические элементы и абсолютный возраст пород доюрского фундамента Западно-Сибирской геосинеклизы; охарактеризованы тектонические взаимоотношения материков при эволюции Урало-Монгольского пояса: Сибирский и Казахстанский палеоконтиненты в процессе эволюции Обь-Зайсанского палеоокеана, соотношения Урала, Тянь-Шаня и Центрального Казахстана, соотношения Казахстана и Тянь-Шаня в неопротерозое и раннем-среднем палеозое. Проявления гранитного магматизма и сопутствующей металлогении на Урале и Алтае, а также более общие проблемы сопоставления геодинамической эволюции, магматизма и металлогении Урала, Казахстана и Алтая рассмотрены в публикациях А.Г. Владимирова с соавторами (2016) и И.В. Гаськова (2015).

В настоящей статье делается попытка сопоставления колчеданоносных провинций Южного Урала и Рудного Алтая по ряду позиций: геодинамической эволюции регионов, строению рудовмещающих формаций, фациальным и структурным особенностям рудовмещающих отложений и составу колчеданного оруденения.

ГЕОДИНАМИЧЕСКАЯ ЭВОЛЮЦИЯ РЕГИОНОВ

Современная структура северо-западной части Урало-Монгольского складчатого пояса сформировалась в результате сближения и столкновения Сибирского, Восточно-Европейского (ВЕК) и Казахстанского континентов, с чем согласны авторы различных геодинамических интерпретаций (Зоненшайн и др., 1976; История развития …, 1984; Зоненшайн, Кузьмин, 1992; Sengor et al., 1993; Шенгер А.М.Дж. и др., 1994; Пучков, 2000, 2010; Yakubchuk et al., 2005). Однако события, сопровождавшие этот процесс, трактуются исследователями неодинаково.

Особенно разноречивы геодинамические реконструкции при интерпретации времени образования Уральского палеоокеана и его взаимоотношений с Палеоазиатским океаном, еще более спорными являются проблемы положения и полярности зон субдукции. При любом геодинамическом сценарии Южный Урал и Рудный Алтай были разобщены океаническим бассейном (в девоне), а затем и Казахстанским континентом, после его внедрения между ВЕК и Сибирией (в карбоне).

Южный Урал обладает следующей тектонической зональностью (Пучков, 2010), с запада на восток выделяются: 1) Предуральский краевой прогиб, заполненный флишем и молассой; 2) Западно-Уральская мегазона с преимущественным развитием шельфовых и батиальных комплексов палеозоя; 3) Центрально-Уральская мегазона, включающая Башкирский антиклинорий – область развития рифейских отложений, Зилаирский синклинорий, выполненный флишоидами (D₃-C₁), Сакмарскую аллохтонную зону и антиформу Урал-Тау; 4) Магнитогорская мегазона, включающая Западно-, Центрально- и Восточно-Магнитогорскую зоны, из которых Западная и Восточная сложены палеозойскими океаническими и островодужными комплексами, а Центральная – главным образом островодужными и рифтогенными отложениями карбона; 5) Восточно-Уральская мегазона, включающая докембрийские (?) массивы и палеозойские океанические и островодужные комплексы; 6) Зауральская мегазона, сложенная докаменно­угольными океаническими и островодужными комплексами, перекрытыми нижнекаменноугольными надсубдукционными толщами. Подразделения 4–6 разделены зонами меланжей и глубинными разломами (фиг. 2).

Образование современной структуры Южного Урала объясняется с позиций альтернативных геодинамических моделей: а) унаследованного и б) самостоятельного развития Уральского палеоокеана. Так, ряд исследователей полагают (История развития..., 1984; Самыгин, Руженцев, 2003), что Уральскому палеоокеану в венде–кембрии предшествовал Доуральский палеоокеан, разделявший Восточно-Европейский и Казахстанский континенты и включающий микроконтинент на значительном расстоянии от их окраин (Зауральский). После столкновения Зауральского микроконтинента с Восточно-Европейским континентом (Є2-3) в раннем ордовике на окраине первого проявился континентальный рифтогенез и началось расширение Уральского палеоокеана. В ордовике и раннем силуре, по версии цитированных выше работ, возникла зона субдукции, падающая под Восточно-Европейский континент, и сформировались Губерлинская островная дуга, Сакмарский окраинно-океанический бассейн и одноименная островная дуга. Дальнейшее образование Ирендыкской островной дуги в раннем девоне – эйфеле происходило под воздействием зоны субдукции, также падающей в сторону ВЕК. Такую же полярность имела девонская дуга (Mugodzhar arc), обрамлявшая ВЕК с севера (в прежних координатах) по версии А. Шенгера с соавторами (Sengör et al., 1993). В рамках представлений об унаследованном развитии Уральского палеоокеана существует несколько иная точка зрения, изложенная в работе (Рязанцев и др., 2008).

Совсем иная интерпретация геодинамических событий дается В.Н. Пучковым (2000, 2010). Существовавший в венде суперконтинент Пантерра в среднем-позднем ордовике распался на Восточно-Европейский (Балтику), Сибирский конти­ненты и группу микроконтинентов, впоследствии образовавших Казахстанский континент. В образовавшемся таким образом Уральском палеоокеане возникла общая зона субдукции, которая огибала ВЕК и Сибирию с севера (в прежних координатах), имея падение под эти континенты. В силуре произошел перескок зоны субдукции и изменение ее полярности. С этого времени на значительном расстоянии от западного (в современных коор­динатах) края ВЕК в Уральском палеоокеане формировались Тагильская (S) и Магнитогорская (D_1-2) островные дуги под воздействием зон субдукции восточного (в современных координатах) падения. В фамене произошло столкновение Магнитогорской дуги с краем ВЕК (мягкая коллизия), а в области сочленения Урала и Казахстана возникла новая зона субдукции, теперь уже западного падения (в сторону ВЕК). В результате влияния новой субдукционной зоны возникли Александровский, Денисовский и Валерьяновский раннекаменноугольные вулкано-плутонические пояса. Не исключено, что зона субдукции испытывала перескок в восточном направлении, т. к. возраст магматитов этих поясов в целом омолаживается от Александровского к Валерьяновскому поясу. Важно подчеркнуть, что, по версии В.Н. Пучкова, в течение всего девона, до начала мягкой коллизии, западная часть ВЕК находилась в состоянии пассивной окраины.

Фиг. 2. Схема структурно-формационного районирования Южного Урала и Мугоджар и размещения колчеданных месторождений и рудопроявлений. Составил И.Б. Серавкин с использованием Металлогенической карты Урала в масштабе 1 : 1 000 000 (ВСЕГЕИ, 1988) и работы (Абдулин и др., 1976). Названия структурно-формационных зон (римские цифры): I1 – Предуральский краевой прогиб; I2 – Западноуральская внешняя зона складчатости; I3 – Башкирский антиклинорий; I4 – Зилаирский синклинорий; I51 – Сакмарская зона; I52 – Орь-Илекская зона; I6 – антиклинорий Урал-Тау; I7 – Магнитогорская мегазона (и ее южное продолжение – Западно-Мугоджарская зона); I8–I9 – Восточно-Уральская мегазона: I8 – Восточно-Уральское поднятие, I9 – Восточно-Уральский прогиб; I10 – Иргизская (южное продолжение зоны I9); I11–I12 – Зауральская мегазона: I11 – Зауральское поднятие (Троицкая зона), I121 – Александровская зона, I122 – Денисовская зона, I123 – Валерьяновская зона. Колчеданные месторождения (типы): 1 – медноколчеданные (Cu > Zn, домбаровский тип и уральский I подтип), 2 – медно-цинковоколчеданные (Cu < Zn, уральский II подтип), 3 – золото-барит-колчеданно-полиметаллические (баймакский тип), 4 – серноколчеданные рудопроявления, 5 – сульфидные рудопроявления неопределенного типа. Колчеданные месторождения и сульфидные рудопроявления неопределенного типа (названия): 1 – Учалы, 2 – Узельгинская группа, 3 – Александринское, 4 – Тубинская группа, 5 – Бакр-Узяк, 6 – Сибайское, 7 – Таналык-Баймакское, 8 – Бакр-Тау — Таш-Тауская группа, 9 – Юлалы, 10 – Балта-Тау, 11 – Майское, 12 – Юбилейное, 13 – Бурибай, 14 – Маканская группа, 15 – Подольское, 16 – Мамбетовское, 17 – Гайское, 18 – Джусинское, 19 – Барсучий Лог, 20 – Западно-Ащебутакское, 21 – Акжарское, 22 – Осеннее и Летнее, 23 – Весеннее (Аралча), 24 – Авангард, Приорское, 50 лет Октября, Кзылкибачи (Средне-Орская группа), 25 – Лиманное, 26 – Жарлы-Аша, 27 – Жиланда, 28 – Блявинское, 29 – Биксизак, 30 – Поляновское, 31 – Кособродское, 32 – Айдырлинское, 33 – Светлинское, 34 – Киндерлинская группа, 35 – рудопроявления Коктугайского района (Кулаксай, Южно-Коктугайское, Опшак, Солтак, Чаша и др.), 36 – рудопроявления Косистекского района (Чанчар и др.), 37 – Карагалинское, Карабутакское, 38 – Кокпекты, 39 – Карабутак, 40 – Ащисайская группа, 41 – Ащилысай, Кызылаша, 42 – Кналыкуль, Промежуточное, Кара-кум, 43 – Иргизское.

Нам представляется наиболее обоснованной модель В.Н. Пучкова, согласующаяся с нашими исследованиями (Вулканизм …, 1992; Серавкин, 2010; и др.). Дискуссионным в представлениях В.Н. Пучкова, с нашей точки зрения, является образование структуры Сакмарской зоны Южного Урала.

Начиная с 70-х годов прошлого века происхождение чрезвычайно сложной структуры этой зоны объясняется альтернативными тектоническими моделями, каждая из которых, по мере уточнения возраста толщ и деталей структуры, до настоящего времени получает подтверждения. Одна из гипотез – аллохтонная – утверждает, что все толщи ордовик-среднедевонского возраста Сакмарской зоны образуют гигантский аллохтон, переброшенный с востока из зоны Главного Уральского разлома (ГУР) и залегающий на отложениях зилаирской свиты (D₃–C₁) (Камалетдинов и др., 1970; Руженцев, 1976; Пучков, 2000, 2010; Белова и др., 2010; Рязанцев и др., 2005, 2012; и др.). По альтернативной модели ордовик-среднедевонские толщи Сакмарской зоны сформировались in situ и были выжаты в виде грибообразного сооружения, образовав локальные шарьяжи, залегающие на зилаирских отложениях по бортам Сакмарской зоны (“инситная” модель) (Кориневский и др., 1974; Радченко, Клочихин, 1974; Ожиганов, 1974; Серавкин, Родичева, 1990; Вулканизм …, 1992). На основании сравнения разрезов палеозоя южной части Сакмарской зоны и Западно-Мугоджарского синклинория (южного продолжения Магнитогорского мегасинклинория) делается вывод о недопустимости переброса “сакмарских” толщ с востока, т. к. “сакмарские” толщи обладают специфическими чертами состава, отсутствующими в породах Магнитогорского мегасинклинория (Кориневский и др., 1974).

В отношении северной части Кракинско-Медногорской зоны также имелся ряд возражений против ее аллохтонного происхождения. Так, по результатам гравиметрической съемки, массив Средний Крака имеет лакколитообразную форму и его “корень” прослеживается на глубину более 4–5 км (Радченко, Клочихин, 1974). Кроме того, скважина Сосновская-3, пробуренная в рассматриваемой зоне южнее массивов Крака, под зилаирскими отложениями глубже 4 км вскрыла базальты, аналогичные известным в силурийских бетринской и карамолинской свитах. По данным Ожиганова (1974), отложения бетринской свиты в ряде мест стратиграфически подстилают зилаирскую свиту, а не везде входят в аллохтонные пластины, как это утверждают М.А. Камалетдинов и его соавторы.

Нами изучалась северная часть Сакмарской зоны, включающая Утягуловскую и Блявинскую структуры (фиг. 3). Полевые наблюдения по серии разрезов, изучение петрохимического состава вулканитов и анализ полученных данных (Серавкин, Родичева, 1990) позволяют сделать следующие выводы.

1. В разрезе северной части Сакмарской зоны выделяются три структурных яруса: автохтонный (Є–O_1-2), аллохтонный (S–D₁) и неоавтохтонный (D₁–C). Автохтон слагают кембрийско-нижнеордовикские медногорская и кидрясовская и нижне-среднеордовикские баулуская и кураганская свиты. Принадлежность к автохтону указанных свит доказывается их структурным положением, наличием останцов рифейского фундамента и не оспаривается В.Н. Пучковым (2000). К аллохтону относится офиолитовый комплекс: серпентиниты, в основном подстилающие аллохтонные пластины, и отложения блявинской (S–D₁), карамолинской (S–D₁) и сакмарской (S–D₁) свит. Неоавтохтон слагают отложения вулканогенных утягуловской (D₂ef), ишмуратовской (D₂zv) и осадочных улутауской (D₂zv), сарбайской (D_1-3), зилаирской (D₃fm–C₁) свит и карбонатов (C_1-2). Неоавтохтонный комплекс местами подстилается акчуринской (D₁) олистостромовой толщей (Вулканизм ..., 1992). Рассмотренные структурные ярусы разделены отчетливыми структурными несогласиями.
2. Общая структура севера Сакмарской зоны (фиг. 3) представляет собой полосу ССЗ простирания, ограниченную надвигами встречного падения, в которой выделяются прибортовые антиклинорные поднятия, разделенные Утягуловско-Блявинской синклинорной структурой. Поднятия сложены автохтонными отложениями, синклинорная зона – силурийско-нижнедевонскими свитами (аллохтон?). Выше залегают разрозненные офиолитовые пластины сложной овальной формы, перекрывающие автохтонные поднятия и местами – зилаирские отложения обрамления Сакмарской зоны. Неоавтохтонные толщи в пределах Сакмарской зоны развиты в основном внутри Утягуловско-Блявинской синклинорной структуры.
3. Все отложения автохтона и аллохтонных пластин смяты в складки, в основном изоклинального типа. В целом, складчатость имеет ярко выраженный бивергентный характер: в западном крыле структуры осевые поверхности складок наклонены к востоку, в восточном крыле – к западу; часты лежачие складки. Веерообразная вергентность складчатости наблюдалась во всех пересечениях Сакмарской зоны.
4. В ряду формаций от кембрия до эйфеля (см. фиг. 3) в петрохимических характеристиках вулканитов, включая петрогенные и малые элементы (Cr, Ni, Rb, Sr, РЗЭ), наблюдается постепенная смена геодинамических обстановок формирования толщ: от континентально-рифтогенной (Є–O₁) к обстановке разрастания рифтов и образования океанического бассейна (О) и далее – к окраинноморской предостроводужной (S–D₁) и островодужной (D₂ef).

Фиг. 3. Структурно-формационная схема северной части Сакмарской зоны (додевонский структурный этаж). Составил И.Б. Серавкин. 1–2 – осадочные формации обрамления Сакмарской зоны, “снятые” на ее территории: 1 – карбонатная (нерасчлененный С_1–2), 2 – флишевая зилаирской свиты (D₃fm–C₁t₁zl), 3–11 – формации додевонского этажа: 3 – кремнистая, сакмарской свиты (S–D₁sk), 4 – кремнисто-базальтовая, карамолинской свиты (S–D₁kml), 5 – риолит-базальтовая, блявинской свиты (S–D₁bl), 6 – терригенная алевропелитовая, кураганской свиты (О_1–2kr), 7 – базальт-терригенная, кураганской свиты (O_1–2kr), 8 – трахибазальтовая, баулуской свиты (О_1–2ba), 9 – терригенная грабеновая, кидрясовской свиты (Є–O₁kd), 10 – карбонатно-терригенно-трахибазальтовая, медногорской свиты (Є–O₁md), 11 – серпен-тиниты, 12 – надвиги установленные (а) и предполагаемые (б), 13 – границы офиолитовых пластин, 14 – разломы невыясненного типа: а) установленные и б) предполагаемые, 15 – границы между свитами, формациями: а) установленные, б) предполагаемые под отложениями девонского этажа.

Совокупность изложенных структурных и формационных данных склоняет нас к принятию “инситной” модели образования Сакмарской зоны. Ее подтверждают и недавние исследования А.М. Косарева (2015), показавшего различия состава базальтов поляковской свиты зоны ГУР и одновозрастных ордовикских отложений Сакмарской зоны. Последние имеют островодужный уклон, в отличие от базальтов поляковской свиты, сопоставимых с базальтами N-MORB. Вместе с тем, мы отнюдь не отрицаем аллохтонного строения Сакмарской зоны в отношении силурийско-нижнедевонских формаций, но полагаем, что аллохтонные пластины не были переброшены с востока, а имели местные корни. Островодужные формации Сакмарской зоны, по-видимому, образовались под воздействием зоны субдукции, падающей под ВЕК и существовавшей до середины девона. Однако не исключено, что в силуре – раннем девоне внутри Сакмарской зоны существовала зона субдукции восточного падения (в сторону “бордерленда” Урал-Тау). Такой вариант позволяет объяснить значительные сокращения ширины Сакмарского бассейна. Это противоречит представлениям В.Н. Пучкова (2000, 2010) о существовании пассивной окраины ВЕК в этот период, но не касается его представлений о формировании Магнитогорской островной дуги в результате действия зоны субдукции восточного падения, последующей коллизии и формирования Уральского орогена, которые мы полностью принимаем.

Фиг. 4. Схема структурно-формационного районирования Юго-Западного Алтая по геолого-геофизическим данным (Кузебный, 1975). Структурно-формационные зоны: 1 – Горноалтайская, 2–5 – Белоубинско-Южноалтайская (2–4 – Холзунско-Сарымсактинская подзона: 2 – Коргонско-Холзунский, 3 – Холзунско-Сарымсактинский, 4 – Белоубинско-Сарымсактинский блоки), 5 – Белоубинско-Маймырская подзона, 6–8 – Рудноалтайская (6 – Лениногорско-Зыряновская, 7 – Змеиногорско-Быструшинская, 8 – Алейская подзоны), 9–11 – Иртышская (9 – Северо-Восточная, 10 – Осевая, 11 – Юго-Западная подзоны), 12 – Калба-Нарымская; 13 – границы структурно-формационных зон, подзон (а) и главных поперечных блоков (б); 14 – зоны субширотных глубинных разломов; 15 – номера систем блоков по простиранию структур Юго-Западного Алтая; 16 – номера главнейших разломов, являющихся границами структурно-формационных зон, подзон и крупных блоков (1 – Локтевско-Караиртышская ветвь Северо-Восточной зоны смятия, 2 – Белоубинско-Бухтарминский, 3 – Белорецко-Маркакольский, 4 – Локтевско-Зыряновский, 5 – Кедровско-Бутачихинский, 6 – Змеиногорско-Убинская ослабленная зона, 7 – Северо-Восточный Иртышский, 8 – Юго-Западный Иртышский, 9 – Калба-Нарымский, 10 – Западно-Калбинский, 11 – Алейский, 12 – Снегирихинско-Шемонаихинский, 13 – Лениногорско-Предгорненский, 14 – Зыряновско-Серебрянский, 15 – Нарымский, 16 – Маркакольско-Калгутинский).

Рудный Алтай является частью Юго-Западного Алтая, гранича с северо-востока с Горным Алтаем, а с юго-запада – с Калба-Нарымской областью (фиг. 4). Рудный и Горный Алтай в венде-палеозое развивались в области сочленения Сибирского континента и Зайсанского палеоокеана (Зоненшайн и др., 1976; и др.) в различных геодинамических обстановках. По предположению (Буслов и др., 2013) на окраине Сибирского континента в венд-кембрийский период формировалась Кузнецко-Алтайская островная дуга. Далее (O–D1) эта область развивалась в режиме пассивной континентальной окраины, а в девонско-раннекаменноугольное время на западной окраине Сибирского континента формировались комплексы активной окраины. Под воздействием зоны субдукции, падающей под континент, сформировались островодужные колчеданоносные комплексы Рудного Алтая и вулкано-плутонические окраинно-континентальные комплексы Горного Алтая. Все исследователи согласны с тем, что островные дуги Рудного Алтая формировались в мелководной обстановке шельфа на коре континентального типа (Кузебный, 1975; Яковлев и др., 1977; Филатов, Ширай, 1988; более поздние обобщения Буслов и др., 2013; Гаськов, 2015; Владимиров и др., 2016). Правда, А.Г. Владимиров, Н.Н. Крук и их соавторы избегают термина “островная дуга” по отношению к Алтаю. Эволюцию Рудного и Горного Алтая в позднем эмсе-живете они рассматривают как развитие активной континентальной окраины (АКО) Андского типа, которая в конце франа – в фамене сменилась обстановкой трансформного скольжения литосферных плит, сопровождавшегося гранитоидным магматизмом. Сопоставление Алтайской АКО с Андским типом представляется неоправданным: вулканические гряды Рудного Алтая формировались хоть и в мелководной, но в морской обстановке, и их ярко выраженный сиа­лический состав не исключает островодужного происхождения.

Фиг. 5. Геодинамическое развитие Южного Урала (по данным авторов) и Алтая (Владимиров и др., 2016). Буквенные обозначения (для Ю. Урала): континенты – ВЕК – Восточно-Европейский, СИБ – Сибирский; микроконтиненты – У – Урал-Тау, ВУ – Восточно-Уральский, ЗУ – Зауральский; островные дуги – М – Магнитогорская, А – Александровская; С – Сакмарская зона; ГУР – Главный Уральский разлом. Сокращения для Р. Алтая: ЗСЗ – Зайсанская сутурная зона; ИСЗ – Иртышская сутурная зона; РАГА – Рудный Алтай, Горный Алтай.

Сравнение геодинамических обстановок формирования Южного Урала и Рудного Алтая показывает их существенные различия. Если структура Рудного Алтая формировалась в результате субдукции океанической коры под край Сибирского континента, то Южный Урал образовался под воздействием, по крайней мере, двух зон субдукции встречного падения (Магнитогорской и Валерьяновско-Алекандровской), образовавшихся в Уральском палеоокеане на удалении от континентов. Если же принять точку зрения о формировании островодужных комплексов Сакмарской зоны in situ и существовании субдукционной зоны, падающей под ВЕК, то образование структуры Южного Урала становится еще более сложным (фиг. 5). Рассматривая геодинамическую эволюцию Большого Алтая, А.Г. Владимиров с соавторами (2016) показывают Жарма-Саурскую островную дугу и зону субдукции, падающую под Казахстанский континент. В этом случае общий сценарий развития Большого Алтая сопоставим отчасти со сценарием эволюции Южного Урала (точнее, его западной части), но Жарма-Саурская дуга никоим образом не влияла на строение Алтая, тогда как все удаленные вначале друг от друга островодужные системы Урала (Сакмарская, Магнитогорская и Александровско-Валерьяновская) в результате коллизионных процессов образовали современную структуру Южного Урала.

Как уже отмечалось, ряд исследователей (Владимиров и др., 2016; и др.) в формировании ­Алтайской аккреционно-коллизионной системы придают большое значение стадии трансформного скольжения литосферных плит, приводившего к разрыву слэба, образованию “slab windows”, астеносферному гранитному и внутриплитному базальтовому магматизму.

Перестройка тектонического режима и прекращение субдукции на Алтае произошли в позднем девоне. Трансформные левосторонние скольжения литосферных плит осуществлялись по ряду разломов в Горном Алтае, а для Рудного Алтая – главным образом по Иртышской зоне, ограничивающей Рудный Алтай с юго-запада. Иртышская зона ранее интерпретировалась (Кузебный, 1975; Яковлев и др., 1977) как глубинный разлом, выраженный зоной смятия, и палеозона субдукции. Сейчас ряд исследователей (Владимиров и др., 2016) делает акцент на ее левосдвиговой природе.

На Южном Урале сдвиговые деформации коллизионной стадии (С₂–Р) и более ранних этапов развития региона проявились во многих его зонах. По данным (Самыгин и др., 2005), в зоне Урал-Тау и Эбетинской антиформе установлены левосдвиговые деформации, вероятнее всего, рубежа раннего и среднего ордовика. В коллизионную эпоху в зоне Главного Уральского разлома и в зоне Урал-Тау (между Максютовским и Суванякским комплексами) вновь проявились левосторонние сдвиговые деформации.

В пределах Магнитогорской и Восточно-Уральской мегазон С.Е. Знаменским (2009) выделяются 2 стадии деформаций орогенного этапа: 1) шарьирования и надвигообразования (С₂) и 2) сдвигообразования (С₂–Р). В стадии сдвигообразования вначале проявлялись левосдвиговые деформации (С₂–Р₁), затем – правосдвиговые парагенезисы (Р₂–J).

В пределах Восточно-Уральской и Зауральской мегазон, по данным (Тевелев, Кошелева, 2002; Тевелев и др., 2006), наиболее интенсивные левосдвиговые деформации осуществлялись в пределах Уйско-Новооренбургской (Восточно-Магнитогорской, по В.Н. Пучкову, С.Е. Знаменскому и др.), Копейской и Троицко-Буруктальской шовным сдвиговым зонам, представляющим собой узкие пакеты тектонических пластин и серпентинитового меланжа.

По имеющимся данным, в рассмотренных зонах Южного Урала установленные амплитуды левосторонних сдвигов могли достигать первых километров, изредка – до первых десятков километров.

В целом, сравнение коллизионных стадий развития Рудного Алтая и Южного Урала в отношении проявления “трансформной” тектоники показывает их значительное сходство. Вместе с тем на Южном Урале масштаб сдвиговых перемещений и связь с ними магматических проявлений изучены еще недостаточно.

В общей структуре сравниваемых регионов есть принципиальные различия. Если общая структура Большого Алтая имеет в поперечном сечении куполовидную форму, подчеркиваемую противоположным падением палеозон субдукции (Жарма-Саурской на запад и Иртышской на восток), то Южный Урал в целом имеет отчетливо выраженное синформное строение, проявленное не только в пределах Магнитогорской мегазоны, но и в пределах всего региона, от Предуральского прогиба на западе до Валерьяновской зоны на востоке, что хорошо видно на интерпретациях профиля Урсейс В.Н. Пучкова (2000) или С.Е. Знаменского (2009).

СОСТАВ И СТРОЕНИЕ РУДОВМЕЩАЮЩИХ ФОРМАЦИЙ

На Южном Урале основной областью развития колчеданного оруденения является Магнитогорская мегазона, в которой рудоносные формации распространены в ее бортах – в Западно- и Восточно-Магнитогорской зонах (фиг. 6). Подавляющее большинство колчеданных месторождений сосредоточено в четырех рудоносных зонах (колчеданоносных палеовулканических поясах): Тубинско-Гайской, Бакрузяк-Сибайской, Учалинско-Александринской и Джусинско-Домбаровской (см. фиг. 6). Колчеданоносные вулканогенные формации в рассматриваемой мегазоне формировались в период D₁–D₂; за ее пределами, в Сакмарской и восточных зонах Южного Урала, известны более древние рудоносные формации (O₃–D₁) (Медноколчеданные …, 1988; Серавкин, 2001, 2010).

Магнитогорская мегазона обладает отчетливой зональностью, сформированной под влиянием субдукционных процессов, обусловленных восточным падением слэба (Косарев и др., 2014). С запада на восток выделяются следующие палеозоны: 1) фронтальной островной дуги (D₁e–D₂ef₁), 2) внутридугового спрединга (D₂ ef₂), 3) тыловой островной дуги (D₂ef₁), 4) задугового спрединга (D₁e_1-2). В условиях фронтальной островной дуги, на ранних этапах ее развития (D₁e_1-2), был сформирован Тубинско-Гайский колчеданонсный пояс, сложенный базальтовым, базальт-риодацитовым и базальт-андезит-риодацитовым вулканогенными комплексами баймак-бурибаевской и верхнетаналыкской свит. В процессе внутридугового спрединга сформировались Сибайско-Бакрузякский и Учалинско-Александринский пояса, сложенные, главным образом, вулканитами колчеданоносной базальт-риолитовой формации карамалыташской свиты (D₂ef), отчасти колчеданоносными являются вулканогенные фации улутауской свиты (D2zv), развитые в Верхнеуральском рудном районе Учалинско-Александринского пояса. В обстановках тыловой островной дуги и задугового спрединга образовался Джусинско-Домбаровский колчеданоносный пояс. Колчеданоносные островодужные формации слагают его СЗ часть (джусинский базальт-андезит-дацит-риолитовый комплекс, D₂ef₁), а рифтогенные толщи – ЮВ фланг (Домбаровский рудный район, киембаевский базальтовый (D₁e₂¹) и акжарский базальт–риодацитовый (D₁e₂²) комплексы).

Кроме рассмотренных основных колчеданоносных зон (поясов) существуют менее значительные рудоносные зоны: Ивановско-Ишкининская, Южно-Ирендыкская, Ащебутакская (см. схему районирования на фиг. 6). Ивановско-Ишкининская зона расположена в области ГУР, где рудовмещающими являются офиолитовые пластины, сложенные серпентинитами и базальтами, сформировавшимися во фронтальной зоне эмсской островной дуги. Южно-Ирендыкская зона, в отличие от собственно Ирендыкской зоны развитой островной дуги (базальт-андезибазальтовая формация), представлена колчеданоносным дифференцированным комплексом (D₂ef₁), содержащим базальты, андезибазальты, андезиты, дациты и риолиты островодужной серии. В Ащебутакской зоне колчеданоносная базальт-риолитовая формация (D₂ ef-zv) состоит из четырех толщ, из которых две нижние представляют контрастный базальт-риолитовый, а верхние – непрерывный базальт-андезит-риолитовый комплексы (Медноколчеданные ..., 1985). Петрохимический и микроэлементный состав колчеданоносных формаций, во многом определяющий их геодинамическую позицию, рассмотрен в статье (Косарев, 2013; Косарев и др., 2014) и других публикациях авторов. В обобщенном виде главной тенденцией в изменении состава рудоносных комплексов является смена толеитовых тенденций – известково-щелочными и далее – субщелочными, в результате подъема мантийного диапира.

Строению колчеданоносных зон, палеовулканологическим реконструкциям рудных районов и отдельных месторождений были посвящены многолетние исследования авторов (Серавкин, 1986; Серавкин и др., 2017; и др.). Главным результатом этих исследований было выделение вулканических построек центрального типа разнообразного состава и строения от базальтовых вулканов щитового типа до стратовулканов базальт-андезит-риодацитового состава и экструзивных дацит-риолитовых куполов. Яркими примерами колчеданоносных палеовулканов служат постройки Сибайского, Гайского и Учалинского месторождений. В целом, для Южного Урала установлена повсеместная приуроченность колчеданных месторождений к палеовулканам центрального типа, часто – к их жерловым зонам и особенно – к кальдерам обрушения. В структурах лавовых плато, образовавшихся в зонах трещинного вулканизма, обычно присутствует рассеянное оруденение.

В строении колчеданоносных толщ выделяются следующие особенности: 1) субмаринное происхождение, подчеркиваемое фациальными признаками пород (наличие пиллоу-лав, прослоев кремней и тонкослоистых туффитов и т. д.); 2) гомодромное развитие вулканизма, выраженное в смене снизу вверх мощного базальтового основания базальт-риодацитовыми контрастными и непрерывными базальт-андезит-риодацитовыми комплексами; 3) развитие гомодромных серий сопровождается общим увеличением роли пирокластических фаций.

Фиг. 6. Размещение колчеданных месторождений в вулканических комплексах Магнитогорской мегазоны (Серавкин, 2013; Серавкин и др., 2017). Формации: 1 – преобладающая базальтовая (O–S), фрагменты трахибазальт-трахитовой (D₁е) и базальт-риолитовой (D₁e); 2 – базальт-риолитовая (D₁e): контрастный (а) и непрерывный (б) комплексы; 3 – андезито-базальтовая (D₂ef): базальт-андезибазальтовый (а) и гибридный базальт-андезит-риолитовый (б) комплексы; 4 – базальтовая (D₁е); 5 – базальт-риолитовая (D₂ef₂): базальтовый (а), контрастный (б) и непрерывный (в) комплексы; 6 – (а) – андезито-базальтовая (D₂), (б) – базальт-андезито-базальтовая (D₃f); 7 – базальт-андезит-риолитовая: Юсинский (а) (D₂) и субщелочной Джусинский (б) (D₂ef₁) комплексы. Колчеданные месторождения: 8 – медноколчеданные (домбаровский тип), 9 – цинково-медноколчеданные, Cu > Zn, уральский I подтип (а), медно-цинковоколчеданные, Cu < Zn, уральский II подтип (б) и медно-цинковоколчеданные с полиметаллической минерализацией, уральский III подтип (в), 10 – золото-колчеданно-полиметаллические (а), золото-барит-полиметаллические (б) и золото-колчеданные (в) (баймакский тип); 11 – а – никель-кобальт-медноколчеданные (ивановский тип) и б – цинковоколчеданные (филизчайский тип); 12 – положение безрудных участков: С – Савель¬евский, К – Калиновский, Ю – Юлдашевский. Названия колчеданных месторождений: 1 – Ивановское, 2 – Дергамышское, 3 – Ишкининское, 4 – Тубинская группа, 5 – Куль-Юрт-тау, 6 – Уваряж, 7 – Бакр-тау, 8 – Горная Байкара, 9 – Майское, 10 – Таш-тау, 11 – Таналык-Баймакское, 12 – Семеновское, 13 – Юлалинское, 14 – Туба-Каин, 15 – Балта-тау, 16 – Юбилейное, 17 – Бурибайское, 18 – Маканская группа, 19 – Подольское, 20 – Мамбетовское, 21 – Гайское, 22 – Бакр-Узяк, 23 – Южный Бакр-Узяк, 24 – Сибайское, 25 – Учалинское, 26 – Озерное, 27 – Узельгинское, 28 – Молодежное, 29 – Таш-Яр, 30 – Александринское, 31 – Иссиргужинское, 32 – Западно-Ащебутакское, 33 – Джусинское, 34 – Барсучий Лог, 35 – Летнее, 36 – Осеннее, 37 – Весеннее, 38 – Амурское, 39 – Сабановское, 40 – Бабарыкинское, 41 – Восточно-Подольское. Схема районирования: 13 – границы Магнитогорской мегазоны и структурно-формационных зон 1-го порядка: I – Вознесенско-Присакмарская (зона Главного Уральского разлома), II – Западно-Магнитогорская, III – Центрально-Магнитогорская, IV – Восточно-Магнитогорская; 14 – границы и номера колчеданоносных зон: I-1 – Ивановско-Ишкининская, II-1 – Таналыкская (Тубинско-Гайская), II-2 – Южно-Ирендыкская, II-3 – Сибайско-Орская, IV-1 – Учалинско-Александринская, IV-2 – Ащебутакская, IV-3 Джусинско-Домбаровская; 15 – поперечные блоки: А – Учалинский, Б – Магнитогорско-Верхнеуральский, В – Баймакско-Кацбахский, Г – Орско-Джусинский; 16 – широтные дислокации: 1 – Буйдинская, 2 – Белорецкая, 3 – Агаповская, 4 – Юлалинская, 5 – Подольская, 6 – Новочеркасская, 7 – Орская. Серым показаны колчеданоносные палеовулканические пояса.

В составе рудоносных комплексов базальт-риолитовой формации, как контрастных, так и непрерывных, резко преобладают базальты, составляющие не менее 90% общего объема формации. Оценка объемов различных типов пород сильно зависит от масштаба оцениваемого объекта: рудоносной зоны, рудного поля или месторождения, т. к. кислые породы сконцентрированы обычно в вулканических постройках центрального типа, а за их пределами преобладают породы основного состава. По одной из оценок (Серавкин, 1986) в контрастных комплексах базальт-риолитовой формации, с учетом их мощного базальтового основания, содержится 1–5% кислых пород, тогда как в отдельных постройках центрального типа их объем достигает 30–40%. Для Бурибай-Маканского рудного района А.М. Косаревым (Сопоставление …, 1986) определены объемы вулканогенных пород в различных рудоносных комплексах. Так, в непрерывном андезибазальт-андезит-дацит-риолитовом комплексе (D₂ef₁) кислые породы верхней толщи составляют 25%, андезиты и андезибазальты средней толщи – 15%, базальты и андезибазальты нижней толщи – 60%. В базальт-риолитовой формации (D₁e) в контрастном комплексе кислые породы составляют около 1% его объема, различные типы базальтов – около 99%; в непрерывном комплексе той же формации объемы различных пород следующие: базальты – 68%, андезибазальты – 28%, андезиты – 3.4%, дациты и риолиты – 0.6%.

Соотношения контрастных и непрерывных комплексов базальт-риолитовой формации в целом являются латерально-возрастными: контрастные комплексы формировались раньше и на мощном базальтовом основании, а непрерывные –
несколько позже, отчасти перекрывая контрастные, но в целом смещаясь к востоку, в соответствии с восточным падением зоны субдукции. Эта закономерность особенно отчетливо проявилась в Тубинско-Гайском поясе (см. фиг. 6).

Поперечная зональность субширотного вектора, связанная с зоной субдукции, для Магнитогорской мегазоны сочетается с продольной зональностью, обусловленной изменением мощности и строения земной коры в меридиональном направлении. Продольная зональность также наиболее отчетливо проявлена в Тубинско-Гайском поясе. В нем с юга на север от Гайского рудного района к Баймакскому мощность нижней коры уменьшается за счет увеличения мощности гранито-метаморфического слоя (Серавкин, Цветкова, 1986). Соответственно, меняются соотношения мощностей контрастных и непрерывных комплексов базальт-риолитовой формации – в сторону увеличения объемов непрерывно-дифференцированных комплексов. Последние достигают максимальных объемов в Баймакском рудном районе.

Рудный Алтай представляет собой колчеданоносную металлогеническую зону северо-западного простирания, ограниченную с юго-запада и северо-востока соответственно Иртышской и Северо-Восточной зонами смятия (фиг. 7). По данным Г.Ф. Яковлева и др. (1985), в раннем эйфеле в результате дифференцированных движений сформировалась система поднятий (под.) и прогибов (пр.) Рудного Алтая (с СВ на ЮЗ): Холзунско-Сарымсактинского под., Белоубинско-Маймырского пр., Синюшинского под., Быструшинского пр. и Алейского под. (см. фиг. 4, 7). В дальнейшем на поднятиях сформировался ряд вулкано-тектонических депрессий (Старостин и др., 1973; Палео­вулканологический …, 1984).

Е.И. Филатовым (Металлогения ..., 1999) на тер­ритории региона выделяются 3 структурно-формационных подзоны (с СВ на ЮЗ): Лениногорско-Зыряновская, Змеиногорско-Быструшинская и Алейская (см. схему районирования на фиг. 7).

Лениногорско-Зыряновская подзона имеет общее антиклинорное строение, ее северо-западная часть соответствует Синюшинскому антиклинорию, а юго-восточная – Ревнюшинской антиклинали. Змеиногорско-Быструшинская подзона соответствует Быструшинскому синклинорию, а Алейская подзона – одноименному антиклинорию. Иртышская зона смятия, отделяющая Рудный Алтай с юго-запада от Калба-Нарымской зоны, выделяется В.С. Кузебным (1975) и некоторыми другими геологами в самостоятельную зону общего горст-антиклинального строения, ограниченную Иртышским (с СВ) и Калба-Нарымским (с ЮЗ) разломами.

В структуре Рудного Алтая выделяются 2 яруса: каледонский (PZ₁), представленный интенсивно дислоцированными породами (кварц-сери­цитовыми и серицит-хлоритовыми сланцами), и герцинский (D₁e₂–C₁), в основном образованный вулканогенно-осадочными формациями. Характерная особенность региона – обилие гранитоидов, образующих несколько разновозрастных комплексов и занимающих более трети его площади (см. фиг. 7).

Вулканогенные породы совместно с вулканогенно-осадочными и осадочными отложениями образуют две формации: базальт-риолитовую (D₁e₂–D₃f) и андезито-дацитовую (D₃fm). Последняя формация представляет собой непрерывную базальт-андезибазальт-андезит-дацит-риолитовую серию вулканитов и осадочных пород, с преобладанием среди вулканитов дацитовых пирокластических фаций и андезитовых эффузивов, при незначительных объемах базальтов (Вулканогенные …, 1978; Сопоставление …, 1986; Чекалин, Дьячков, 2013).

Колчеданоносная риолит-базальтовая осадочно-вулканогенная формация Г.Ф. Яковлевым и его соавторами вначале подразделялась на 2 подформации: эйфельско-нижнеживетскую базальт-липаритовую и верхнеживетско-франскую базальт-трахилипаритовую (Гончарова, Яковлев, 1978). В дальнейшем, по мере уточнения геологического строения территории и возраста вулканогенных комплексов Г.Ф. Яковлевым, В.В. Авдониным и их соавторами базальт-риолитовая формация стала подразделяться на три подформации: 1) эйфельскую, проявившуюся, главным образом, в Лениногорской вулкано-тектонической депрессии, 2) живет-раннефранскую, продукты которой локализованы в депрессиях Синюшинского и Алейского поднятий и 3) позднефранско-раннефаменскую, вулканизм которой проявился на ЮЗ склоне Алейского поднятия (Яковлев и др., 1985; Яковлев и др., 1986). Е.И. Филатовым и Е.П. Шираем контрастная базальт-риолитовая кремнисто-­терригенная формация (Филатов, Ширай, 1988) подразделяется также на три субформации: 1) ­базальт-риолитовую кремнисто-терригенную (D₂ef и D₃f), 2) базальт-содержащую риолитовую кремнисто-карбонатно-терригенную (D₂ef-zv) и 3) базальт-риолитовую терригенную (D₃f). В первой из них в риолитах натрий преобладает над калием (K₂O/Na₂O = 0.4). Вторая субформация представляет типичную K-Na серию (K₂O/Na₂O = 1.2 или, по другим данным (Металлогения …, 1999), K₂O/Na₂O > 2). Третья субформация также относится к K-Na серии, но с увеличенной суммой щелочей за счет Na₂O (­K₂O/­Na₂O = 2.3 или, по другим данным – 1–2). В этой субформации базальты составляют до 1/4 объема вулканитов и имеют натриевый состав щелочей.

Фиг. 7. Структурно-формационная схема Рудного Алтая (Гаськов, 2015) с дополнением авторов (схема II). Схема I. 1 – средне-верхнедевонские островодужные вулканогенно-осадочные образования Рудного Алтая; 2 – отложения Белоубинско-Маймырского задугового прогиба; 3 – доэйфельский комплекс (D1): диориты, кварцевые диориты, гранодиориты, плагиограниты; 4 – средне-позднекаменноугольные (С_2–3) гранодиориты, диориты, плагиограниты и адемелиты (змеиногорский комплекс); 5 – позднепермские-раннетриасовые (Р₂–Т₁) порфировидные биотитовые и биотит-роговообманковые граниты (калбинский комплекс); 6 – основные разломы, разделяющие складчатые системы (И – Иртышская, СВ – Северо-Восточная зоны смятия); 7 – поперечные разломы; 8 – рудные районы; 9 – месторождения: а – колчеданно-полиметаллические и медноколчеданные, б – барит-полиметаллические. I – Зыряновский рудный район, месторождения: 1 – Греховское, 2 – Снегиревское, 3 – Зыряновское, 4 – Богатыревское, 5 – Осочихинское, 6 – Майско–Зыряновское, 7 – Путинцевское, 8 – Парыгинское, 9 – Малеевское, 10 – Заводинское, 11 – Бухтарминское; II – Лениногорский район, месторождения: 12 – Риддер–Сокольное, 13 – Тишинское, 14 – Шубинское, 15 – Старковское, 16 – Стрижковское, 17 – Гусляковское, 18 – Чекмарь, 19 – Новолениногорское, 20 – Успенское, 21 – Анисимов ключ, 22 – Снегирихинское; III – Прииртышский рудный район, месторождения: 23 – Белоусовское, 24 – Иртышское, 25 – Березовское, 26 – Новоберезовское, 27 – Николаевское, 28 – Покровское, 29 – Шемонаихинское, 30 – Камышинское, 31 – Артемьевское; IV – Золотушинский рудный район, месторождения: 32 – Юбилейное, 33 – Крючковское, 34 – Золотухинское, 35 – Новозолотухинское, 36 – Орловское, 37 – Гериховское, 53 – Локтевское; V – Змеиногорский рудный район, месторождения: 38 – Воровское, 39 – Семеновское, 40 – Маслянское, 41 – Лазурское, 42 – Змеиногорское, 43 – Корбалихинское, 44 – Среднее, 45 – Зареченское, 46 – Стрижковское, 47 – Майское, 48 – Тушканихинское; VI – Рубцовский рудный район, месторождения: 49 – Степное, 50 – Таловское, 51 – Захаровское, 52 – Рубцовское. Схема II. Антиклинорные зоны: ЛЗ – Лениногорско-Зыряновская, А – Алейская; ЗБ – Змеиногорско-Быструшинская синклинорная зона.

Развитие вулканизма базальт-риолитовой формации, от позднего эмса до франа, происходило циклично. И.В. Гаськовым (2015) выделяется 3 этапа формирования колчеданоносной формации: 1 – D₁e₂–D₂ef₁; 2 – D₂ef₂–zv₁; 3 – D₂zv₂–D₃f. Эмсско-эйфельский этап характеризовался преобладанием вулканизма кислого состава; эйфельско-живетский – присутствием базальтов в верхах разрезов, наряду с широким развитием более ранних кислых вулканитов; живетско-франский этап включает два комплекса: ранний риолитовый и поздний риолит-базальтовый.

Общими характерными особенностями колчеданоносных комплексов Рудного Алтая являются: 1) преобладание кислых пород над основными; по разным оценкам, кислые вулканиты составляют от 80 до 90% общего объема вулканитов; 2) большое разнообразие петрографических типов кислых вулканитов, включая различные кластогенные разновидности, породы флюид-порфирового комплекса и т. д.; 3) широкое развитие осадочных и вулканогенно-осадочных пород, которые слагают в различных разрезах от 20 до 80% их объема (Металлогения..., 1999).

В Рудно-Алтайской металлогенической зоне выделяются шесть колчеданоносных рудных районов, расположенных на СВ и ЮЗ флангах зоны (см. фиг. 7). Зыряновский и Лениногорский рудные районы расположены в пределах Лениногорско-Зыряновской подзоны антиклинорного строения; Змеиногорский рудный район – в области сочленения трех подзон, в пределах СЗ выклинивания Лениногорской-Зыряновской и Змеиногорско-Быструшинской подзон; Прииртышский, Золотушинский и Рубцовский рудные районы расположены на флангах Алейского поднятия. Все рудные районы тяготеют к крыльям антиклинорных структур.

В размещении колчеданоносных комплексов (подформаций) проявляется латерально-возрастная зональность, связанная с миграцией продуктивного вулканизма с юго-востока на северо-запад по простиранию металлогенической зоны (Палеовулканологический …, 1984). Эта зональность особенно отчетлива в полосе северо-восточных районов, от Зыряновского до Рубцовского. В первом из них рудоносными являются ревнюшинская (D₁e–D₂ef) и маслянская (D₂ef-zv) свиты. В следующем к СЗ, Лениногорском рудном районе продуктивными на колчеданное оруденение являются лениногорская (D₁e₂), крюковская (D₁e₃), ильинская (D₂ef₁), сокольная (D₂ef₂-zv₁) и, в самых низах – белоубинская (D₂zv2–D3f) свиты. Далее на СЗ, в Змеиногорском районе колчеданоносными являются отложения березовской (D₁e–D₂ef), шипуновской (D₂zv) и давыдовской (D₃f) свит. В Рубцовском рудном районе, на крайнем СЗ зоны, оруденение известно в шипуновской (D₂zv) и давыдовской (D₃f) свитах. Таким образом, и нижний и верхний уровни колчеданоносных комплексов повышались соответственно от эмса до живета и от эйфеля до франа по простиранию рудоносной зоны в направлении с юго-востока на северо-запад.

Наряду с продольной (по простиранию структур), проявлена и поперечная зональность, вектор которой направлен с СВ на ЮЗ. Так, в Синюшинском поднятии колчеданоносная формация накапливалась в течение всего эйфеля, а в Алейском антиклинории – в позднем эйфеле, живете и фране. Позднее, в фамене, вулканизм сместился на ЮЗ фланг Алейской зоны, где образовалась андезит-дацитовая формация (Яковлев и др., 1977).

В том же направлении, в связи с антидромным характером эволюции вулканизма, увеличивалось количество базальтов в рудоносных комплексах. Это связано со строением коры. В Алейской зоне, где земная кора подверглась наибольшей базификации, вероятно, в связи с СВ погружением глубинного Иртышского разлома, граница Конрада залегает на глубине 10–12 км, тогда как в соседних к СВ зонах мощность гранит-метаморфического слоя коры составляет 18–20 км (Яковлев и др., 1977).

Другой, еще более отчетливо выраженной закономерностью является антидромный характер продуктивного вулканизма, отмечаемый большинством исследователей. Он заключается как в общем возрастании объемов базальтов и ан­дезибазальтов в базальт-риолитовой формации снизу вверх в ее разрезах, так и в раннем проявлении кислых вулканитов в отдельных ритмах, ­завершаемых базальтами, например, в рамках крюковской (D₁e₃) и сокольной свит (D₂ef₂-zv₁) или давыдовской свиты (D₃f). Антидромное развитие вулканизма подчеркивается изменением типа щелочности кислых пород. Как показано Е.И. Филатовым и Е.П. Шираем, натриевость кислых вулканитов возрастает в поздних комплек­сах.

ТИПЫ КОЛЧЕДАННОГО ОРУДЕНЕНИЯ И ЗАКОНОМЕРНОСТИ ЕГО РАЗМЕЩЕНИЯ

Давно установлено, что состав колчеданного оруденения коррелирует с составом рудовмещающих, главным образом, подрудных формаций. Это прослеживается в мировом масштабе и выразилось в выделении главных типов колчеданных месторождений: кипрского, норанды (уральского) и куроко (Колчеданные …, 1979; Barrie, Hannington, 1999). Различные типы колчеданных месторождений выделены и в сравниваемых регионах, что кратко рассмотрено ниже.

Южный Урал обычно рассматривается в качестве базальтоидной колчеданоносной провинции, в которой преобладают месторождения уральского типа с медно-цинково-колчеданным составом руд. Вместе с тем здесь присутствуют и месторождения колчеданного семейства иного состава, сопоставляемые с кипрским, куроко (Прокин, 1977) или атлантическим (Зайков, 2006) типами.

Нами на Южном Урале выделяются: ивановский, домбаровский, уральский и баймакский типы колчеданных месторождений (Серавкин, 2010, Серавкин и др., 2017). Ивановский тип близок к атлантическому, домбаровский – к кипрскому, а баймакский – к куроко, что специально рассмотрено ранее (Серавкин, 2013; Серавкин и др., 2017; Vikentyev et al., 2017).

Месторождения ивановского типа (Ивановское, Дергамышское, Ишкининское и др., см. фиг. 6) расположены в зоне ГУР, где залегают в кровле серпентинитовых пластин, ассоциируясь с гипербазитовыми конгломерато-брекчиями. Руды обычно перекрыты серпентинитовыми песчаниками, содержащими рудокласты, и базальтами. Руды состоят из пирротина (20–80% объема) и пирита с вкрапленностью халькопирита, сфалерита, магнетита, хромита, пентландита и кобальтина и имеют в целом Ni-Co-Zn-Cu-колчеданный состав со средним соотношением Cu/Zn = 7 (Серавкин, 2013).

Домбаровский тип месторождений характеризуется существенно медной специализацией колчеданных залежей, залегающих среди базальтов (месторождения Летнее, Осеннее, Левобережное). В составе рудных тел, сложенных пиритом, кроме преобладающей вкрапленности халькопирита, содержатся сфалерит и крайне редко кобальтин.

Уральский тип, характеризующийся медно-цинковоколчеданным составом руд, по соотношению основных рудных компонентов и геологическому положению в риолит-базальтовой формации подразделяется на 3 подтипа.

Уральский I подтип включает объекты медноколчеданного состава (Cu > Zn) – (Юбилейное, Бурибайское месторождения), залегающие среди базальтов или в их кровле и перекрытые кислыми вулканитами бимодального комплекса (D1e2).

Уральский II подтип включает медно-цинковоколчеданные (Cu < Zn) месторождения – Сибайское, Учалинское и др. Они залегают в контрастных базальт-риолитовых комплексах (D₂ ef) среди кислых пород или в их кровле.

Уральский III подтип представляют медно-цинковоколчеданные месторождения, залегающие в непрерывных базальт-андезит-риодацитовых комплексах (D₁e и D₂ef). Это и месторождения Узельгинского и Маканского рудных полей, и суперкрупное Гайское месторождение. Для руд этого подтипа обычны соизмеримые количества Cu и Zn, иногда медь преобладает над цинком (Гайское месторождение), в рудах присутствует также полиметаллическая минерализация с галенитом.

Баймакский тип месторождений золото-барит-колчеданно-полиметаллического состава характерен для одноименного рудного района. В других районах Восточно-Магнитогорской зоны – Александринском и Теренсайском – развиты месторождения, близкие к этому типу, но имеющие черты, переходные к уральскому III подтипу. Вместе с тем, в Южно-Ирендыкской подзоне известно типичное барит-полиметаллическое месторождение – Восточно-Подольское – по составу руд аналогичное рудноалтайским барит-полиметаллическим месторождениям; соотношение металлов в нем (Pb:Cu:Zn:Ba) составляет 1:1.9:2:12.3. Месторождения баймакского типа залегают среди вулканитов непрерывных базальт-андезит-риолитовых комплексов, характеризующихся небольшими объемами базальтов и, соответственно, значительными объемами андезибазальтов-андезитов и кислых пород. Руды этого типа, кроме обычных пирита, халькопирита и сфалерита, содержат барит, теннантит, галенит, борнит, светлый сфалерит (клейофан), самородное золото, минералы серебра (аргентит, штромейерит, ялпаит) (Колчеданные ..., 1973).

Как легко заметить из приведенной характеристики типов колчеданных месторождений, их состав коррелирует с составом вмещающих пород. Поэтому закономерности размещения типов колчеданного оруденения повторяют общие закономерности эволюции вулканизма и размещения его продуктов. Эти закономерности, как уже отмечалось, контролируются двумя факторами: широтной зональностью, связанной с палеозоной субдукции, и меридиональной зональностью, обусловленной изменением строения и состава коры. Закономерности смены состава колчеданного оруденения Магнитогорской мегазоны отражены на фиг. 6 и вкратце сводятся к следующему (Серавкин, 2013; Серавкин и др., 2017).

1. По простиранию колчеданоносных поясов состав руд меняется от Zn-Cu-колчеданного в базальтах, далее – к Cu-Zn-колчеданному в бимодальных и последовательно дифференцированных комплексах, сформированных на мощном базальтовом основании, и к Au-Ba-Pb-Cu-Zn-колчеданному в последовательно дифференцированных комплексах, сформированных на “сиализированном” фундаменте.
2. Близкая закономерность местами проявляется в субширотном направлении с запада на восток (см. ряд месторождений в Бурибай-Маканском районе Тубинско-Гайского пояса: Ивановское → Бурибайское → Маканская гр. → Подольское → Восточно-Подольское).
3. Продольная палеовулканическая и металлогеническая зональность поясов сопровождается рассредоточением оруденения, рудные объекты становятся мельче, а количество их возрастает. Эта закономерность особенно ярко проявилась в Тубинско-Гайском поясе, где от Гайского к Бурибай-Маканскому и Баймакскому районам количество месторождений растет, составляя соответственно 1 : 6 : 26, а запасы руды – падают (в млн т) 469288 : 216762 : 10470 (Зайков и др., 1998).

Рудный Алтай в шести кратко рассмотренных выше рудных районах содержит более 50 месторождений колчеданного типа (Гаськов, 2015). В целом, Рудный Алтай позиционируется как риолитоидная колчеданно-полиметаллическая провинция, но состав руд месторождений меняется в широких пределах. Д.И. Горжевским и Г.Ф. Яковлевым (Колчеданные …, 1979) по соотношениям металлов в рудах (Pb : Zn : Cu : Ba, средние содержания) выделяется 5 типов месторождений колчеданно-полиметаллической формации :

1) барит-полиметаллический (1 : 1.5 : 0.2 : 30);

2) собственно полиметаллический (1 : 2 : 0.5 : 3);

3) переходный к колчеданно-полиметаллическому (1 : 7 : 1 : 0.5);

4) колчеданно-полиметаллический (1:6:3:0.1);

5) медноколчеданный (1:3:6:0.1).

Е.И. Филатовым и Е.П. Шираем (1988) предложена менее дробная систематика рудноалтайских колчеданно-полиметаллических месторождений. Ими выделяются 3 рудные субформации:

1) Pb-Cu-Zn-колчеданная, ассоциирующая с существенно натриевой вулканогенной субформацией;

2) Cu-Pb-Zn-колчеданная, проявляющаяся в связи с K-Na риолитовой субформацией;

3) Pb-Zn-колчеданная, связанная с K-Na базальт-риолитовой субформацией.

И.В. Гаськовым (2015) выделяются лишь два минеральных типа месторождений колчеданно-полиметаллической формации: 1) колчеданно-полиметаллический, с содержанием пирита более 25% и 2) барит-полиметаллический.

Размещению на площади Рудного Алтая рассмотренных типов месторождений свойственна отчетливая зональность. Барит-полиметаллические (Зареченское, Змеиногорское, Лениногорское, Риддер-Сокольное) и полиметаллические (Зыряновское, Степное) месторождения встречаются исключительно в северо-восточных районах, граничащих с Горным Алтаем. Напротив, месторождения колчеданно-полиметаллического (Иртышское, Ново-Березовское, Николаевское) и медноколчеданного (Орловское) типов (Pb-Cu-Zn-колчеданная субформация, по Е.И. Филатову и Е.П. Шираю) приурочены, главным образом, к юго-западным районам – Прииртышскому и Золотушинскому. Таким образом, на Рудном Алтае в отношении размещения различных типов оруденения проявляется поперечная зональность, связанная с погружением зоны субдукции в северо-восточном направлении. Однако влияние субдукции на закономерности размещения колчеданоносных комплексов и типов оруденения на Рудном Алтае оказывается гораздо более сложным, чем в базальтоидных регионах (Южном Урале, Малом Кавказе и др.). Если зональность в размещении типов оруденения согласуется со стандартной схемой субдукции (локализация медноколчеданных и медно-цинковоколчеданных объектов в ЮЗ районах, связанное с увеличением объемов базальтов в рудоносных комплексах), то омоложение рудоносных комплексов с СВ на ЮЗ противоречит стандартной субдукционной схеме базальтоидных провинций.

Другой закономерностью является размещение типов оруденения в разновозрастных комплексах, соответствующее антидромному развитию вулканизма. Барит-полиметаллические руды занимают в разрезах нижнее положение. Например, в Лениногорском рудном районе основное барит-полиметаллическое оруденение залегает в крюковской свите (D₁e₃) в ассоциации с кислыми вулканитами, тогда как колчеданно-полиметаллические руды развиты в вышележащих ильинской (D₂ef₁), в низах сокольной (D₂ef₂–zv₁) и белоубинской (D₂zv₂–D₃f) свитах. Близкая ситуация наблюдается и в Змеиногорском рудном районе, где барит-полиметаллические руды известны в березовской свите (D2ef), а колчеданно-полиметаллическое оруденение встречено в шипуновской (D₂zv) и давыдовской (D₃f) свитах.

Еще одна особенность положения рудных тел в Рудно-Алтайской провинции – преимущественное развитие оруденения в промежуточных и удаленных фациях вулканизма. Эта особенность подчеркивается многими исследователями (Авдонин, Яковлев, 1978; Горжевский, Яковлев, 1979; Яковлев и др., 1985, 1986; Сопоставление ..., 1986 и др.). Однако эта закономерность справедлива лишь в самом общем плане. Цитированными выше авторами показана сложность структурно-формационно-фациального строения колчеданоносных комплексов: локализация руд преимущественно в депрессиях различного строения и положения по отношению к вулканическим центрам, разные фациальные условия локализации оруденения определенного состава. Установлено, что “медноколчеданные месторождения приурочены к вулканитам жерловых-прижерловых зон ..., а колчеданно-полиметаллические месторождения тяготеют к осадочным и вулканогенным образованиям промежуточной зоны фаций; к последним относится большинство алтайских месторождений. … Полиметаллические месторождения обычно тяготеют к кремнисто-туфогенным осадкам” (Авдонин, Яковлев, 1978).

Таким образом, размещение различных типов колчеданного оруденения в обоих регионах – на Южном Урале и Рудном Алтае – контролируется закономерностями размещения рудовмещающих вулканогенных и вулканогенно-осадочных комплексов. При этом, в соответствии с существенно различным профилем вулканизма в сравниваемых регионах – базальтоидным на Южном Урале и риолитоидным на Рудном Алтае – преобладают разновидности медно-цинковоколчеданных месторождений в первом из регионов и колчеданно-полиметаллических – во втором.

ЗАКЛЮЧЕНИЕ

Наиболее существенные черты сходства и различия сравниваемых регионов

Изложенный выше обзор данных показывает сходство сравниваемых регионов лишь в самом общем плане. Сходство обусловлено закономерностями развития подвижных поясов в рамках цикла Вильсона, принадлежностью к Урало-Монгольскому складчатому поясу, близким, с максимумом оруденения в эмсе-эйфеле, но отнюдь не синхронным временем формирования регионов и развитием в них колчеданных месторождений, связанных с субдукционными процессами. Существенное сходство проявляется и в эволюции геодинамических режимов: в смене субдукционного этапа развития трансформной обстановкой, хотя масштаб сдвиговых перемещений на Южном Урале является значительно более скромным. В то же время, конкретные обстановки проявления тектоно-магматических и рудообразующих процессов в этих регионах нередко обнаруживают существенные различия, которые определяются, в первую очередь, принципиальными различиями в строении и составе земной коры Южного Урала и Рудного Алтая.

Формирование энсиалических островодужных комплексов Рудного Алтая на утоненной континентальной коре обусловило общий риолитоидный профиль вулканизма и полиметаллический профиль колчеданного оруденения. В отличие от этого на Южном Урале эволюция энсиматических островодужных комплексов, формировавшихся на коре океанического типа, сопровождалась преимущественным образованием медно-цинковоколчеданных месторождений уральского типа. Присутствие сиализированных блоков коры, содержащих колчеданно-полиметаллическое оруденение (например, в Баймакском рудном районе Южного Урала), лишь подчеркивает эти общие различия и показывает зависимость типа оруденения от состава коры.

Различия в типе вулканизма, составе рудовмещающих формаций и профиле оруденения естественно сопряжены с вариациями в закономерностях размещения оруденения. Прежде всего, это проявлено в более ярко выраженном контроле колчеданного оруденения палеовулканическими центрами на Южном Урале и развитии колчеданно-полиметаллического оруденения Рудного Алтая, главным образом в промежуточных и удаленных фациях вулканизма. В связи с различиями в эволюции вулканизма в пределах отдельных циклов – гомодромной на Южном Урале и антидромной на Рудном Алтае – проявляются противоположные тенденции в смене типов колчеданного оруденения: от медноколчеданного к колчеданно-полиметаллическому на Южном Урале и от барит-полиметаллического к медноколчеданному на Рудном Алтае.

Отмеченные геодинамические, формационные и фациальные закономерности формирования и размещения колчеданного оруденения чрезвычайно важны при постановке и проведении поисковых работ на колчеданные руды. Знания этих закономерностей, специфических для регионов с различным типом развития, успешно реализовывались и на Южном Урале, и на Рудном Алтае и способствовали открытию ряда месторождений (Система …, 1992; Прокин и др., 2011). Сравнение различных регионов развития колчеданного оруденения позволяет не только выявить закономерности как общего плана, так и характерные для отдельных регионов, но и позволяет совершенствовать методы поисков колчеданных руд на новых площадях.

БЛАГОДАРНОСТИ

Работа выполнена в соответствии с госзаказом № 0252-2017-0011 и при финансовой поддержке Госбюджетной темы № 0246-2019-0078.

I. B. Seravkin

Author for correspondence.
Email: seravkin@ufaras.ru

Russian Federation, Ufa, 450077

A. M. Kosarev

Email: amkosarev@mail.ru

Russian Federation, Ufa, 450077

Supplementary files

There are no supplementary files to display.

Views

Abstract - 96

PDF (Russian) - 121

Cited-By