Закономерности размещения и прогноз месторождений полезных ископаемых на основе модели блоковой складчатости

Кисин, Александр Юрьевич

Бесплатный автореферат и диссертация по наукам о земле на тему
Закономерности размещения и прогноз месторождений полезных ископаемых на основе модели блоковой складчатости
ВАК РФ 25.00.11, Геология, поиски и разведка твердых полезных ископаемых, минерагения

Автореферат диссертации по теме "Закономерности размещения и прогноз месторождений полезных ископаемых на основе модели блоковой складчатости"

с!/

| На правах рукописи

--^наи409

Кисни Александр Юрьевич

ЗАКОНОМЕРНОСТИ РАЗМЕЩЕНИЯ И ПРОГНОЗ МЕСТОРОЖДЕНИИ ПОЛЕЗНЫХ ИСКОПАЕМЫХ НА ОСНОВЕ МОДЕЛИ БЛОКОВОЙ

СКЛАДЧАТОСТИ

Специальность: 25.00.11 - «Геология, поиски и разведка твердых

полезных ископаемых, минерагения»

АВТОРЕФЕРАТ диссертации на соискание ученой степени доктора геолого-минералогических наук

2 8 .ЯНБ 2010 •ШМШ—

Пермь 2009

003490409

Работа выполнена в Институте геологии и геохимии УрО РАН, г. Екатеринбург

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

Официальные оппоненты:

член-корр. РАН, доктор геолого-минералогических наук Золоев Ким Карпович

(Уральская комплексная геолого-съемочная экспедиция, г. Екатеринбург)

доктор геолого-минералогических наук Леонов Михаил Георгиевич (Геологический институт РАН, г. Москва)

доктор геолого-минералогических наук Чайковский Илья Иванович (Горный институт УрО РАН, г. Пермь)

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

Защита состоится 21 января 2010 г. в 1515 часов на заседании диссертационного сове Д 212.189.01 при Пермском государственном университете, по адресу: 614990, г. Пермь, ул. Букирева, 15. Пермский госуниверситет. Факс: (3422)-33-39-83 E-mail: geophysic@psu.ru

С диссертацией можно ознакомиться в библиотеке Пермского государственного университета.

Автореферат разослан 11 декабря 2009 г.

Ученый секретарь диссертационного совета Д 212.189.01

доктор технических наук, профессор В. А. Гершанок

Общая характеристика работы

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

Любые геологические процессы, включая рудообразование, нуждаются в источниках энергии. Как отметил В.И. Смирнов [1981, с. 5], «для образования любого месторождения... требуется вклад крупной дозы энергии». Большое количество энергии задействовано в коллизионном процессе, который сопровождается метаморфизмом, магматизмом и рудообразованием. Распределение тектонической энергии в земной коре контролируется крупными структурами. Следовательно, они в состоянии контролировать и различные геологические процессы, включая метаморфизм, магматизм и рудообразование. Для прогноза МПИ важно рассмотрение процесса рудообразования в комплексе со всеми другими геологическими процессами, с которыми они имеют генетические и парагенетические связи. Изучению связей между структурами земной коры и сингекгоническими геологическими процессами, особенно рудомобизующими и рудообразующими, направлены исследования, изложенные в данной работе. Цели и задачи исследований. Основная цель исследований - изучение роли блоковой складчатости в структурно-вещественном преобразовании земной коры, в подготовке рудогенерирующих и рудовмещающих структур, в формировании и закономерности размещения МПИ. Для этого решались следующие задачи:

1. Роль блоковой складчатости:

- в дестабилизации и структурно-вещественных преобразований земной коры;

- в подготовке рудовмещающих структур;

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

2. Минерагеническая специализация блоков положительного и отрицательного изгиба.

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

4. Границы использования модели блоковой складчатости для прогнозирования МПИ.

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

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

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

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

3. Блоковая складчатость подчиняется принципу унаследованности.

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

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

Практическая значимость. Модель блоковой складчатости позволяет:

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

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

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

Публикации и апробация результатов работы. По теме диссертации имеется 140 публикаций, в т.ч. 1 монография и 11 статей в рецензируемых журналах по списку ВАК. Результаты исследований докладывались на 56 научных конференциях различного ранга (Региональных, Всесоюзных, Российских и Международных). Среди них: II Уральское металлоген. сов. «Геодинамика и металлогения Урала» (Свердловск, 1991); 6-я Зоненшайновская конф по плейттектонике (Москва, 1998); ХШ Геол. съезд Респ. Коми (г. Сыктывкар, 1999); III Всеурал. металлоген. сов. (Екатеринбург, 2000); «Геология и полезные ископаемые Западного Урала» (Пермь, 2000-2009); Уральская летняя Mim. школа (Екатеринбург, 2000, 2005, 2008); Межд. науч. конф. (Чтения А.Н. Заварицкого) (Екатеринбург, 2001-2009); V Межд. конф. "Новые идеи в науках о Земле" (Москва, 2001); «Алмазы и алмазоносность Тимано-Уральского региона», Всерос. сов. (Сыктывкар, 2001); «Дегазация Земли: геодинамика, геофлюиды, нефть и газ», Межд. конф. пам. П.Н. Кропоткина (Москва, 2002). «Генезис нефти и газа», Всерос. конф. (Москва, 2003, 2006,2008); «Углерод, минералогия, геохимия и космохимия», Межд. конф. (Сыктывкар, 2003); «Напряженно-деформированное состояние и сейсмичность литосферы», Всерос. сов. (Иркутск, 2003); «Вулканизм и геодинамика», 2-й Всерос. симп. по вулканологии и палеовулканологии (Екатеринбург, 2003); «Геология и минеральные ресурсы европейского северо-востока России», XIV Геол. съезд Респ. Коми (Сыктывкар. 2004); Тектоническое

сов. (Москва, 2005-2008); «Строение, геодинамика и минерагенические процессы в литосфере» 11-й Межд. науч. конф. (Сыктывкар, 2005); Межд. науч. конф. (Чтения памяти С.Н. Иванова), (Екатеринбург, 2006, 2008). 7 Урал. per. литолог. сов. (Екатеринбург, 2006); «Углеводородный потенциал фундамента молодых и древних платформ: Перспективы нефтегазоносности фундамента и оценка его роли в формировании и переформировании нефтяных и газовых месторождений», Межд. науч. конф. (Казань, 2006); «Геодинамика формирования подвижных поясов Земли», Межд. науч. конф. (Екатеринбург, 2007). Мевд. конф. «Изменяющаяся геологическая среда: пространственно-временные взаимодействия эндогенных и экзогенных процессов (г. Казань; 13 - 16 ноября, 2007 г.). Межд. конф. «Рудогенез» (2-7 февр. 2008 г, г. Миасс.). Межд. минералог, семинар «Структура и разнообразие минерального мира». (Сыктывкар, 2008). 5-го Всерос. литолог. сов. (Екатеринбург, 14-16 октября 2008 г.) «Типы седименгогенеза и литогенеза и их эволюция в истории Земли». (Екатеринбург, 2008). Годичное собрание РМО. (Екатеринбург:, 2008). VII Межрег. науч.-практ. конф. «Геология, полезные ископаемые и проблемы геоэкологии Башкортостана, Урала и сопредельных территорий». (Уфа, 19-21 ноября, 2008). XIV Межд. конф. «Связь поверхностных структур земной коры с глубинными». (Петрозаводск, 2008). «Проблемы минералогии, петрографии и металлогению). Науч. чтения памяти П.Н. Чирвинского. (Пермь, 2002, 20042009). XV Геол. съезд Респ. Коми «Геология и минеральные ресурсы европейского северо-востока России: (Сыктывкар, 2009).

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

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

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

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

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

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

В заключении сформулированы основные результаты исследований.

Защищаемые положения

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

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

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

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

Защищаемые положения и их обоснование

Основные проблемы образования складчатости продольного изгиба заключаются в передаче напряжений на расстояние |Бронгулеев, 1947; Белоусов, 1947; Гзовский, 1975 и др.] и необходимости чрезвычайно больших критических напряжений горизонтального сжатия для деформации коры [Теркот. Шуберт. 1985). По расчетам, приведенным в диссертации, критические напряжения для потери изгибной \с10йчивостн коры толщиной 20 км при продольном изгибе составляю!

около 3,46 ГПа (34,6 кбар), что считается нереально. Для смещений в плоскости надвига, достигающего подошвы упругой коры, требуются напряжения от 1,26 ГПа (12,6 кбар) до 168 МПа (1,68 кбар). Такие напряжения не кажутся слишком большими и, судя по минеральным ассоциациям метаморфических пород в верхней коре, вполне достижимы.

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

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

Суммированная реактивная сила /\ приложена несколько правее надвига, но левее центра тяжести сечения и вызывает в плите поперечный изгиб. Реактивная сила /', при формировании поперечного изгиба играет роль упора, не позволяющего плите перемещаться вверх Таким образом, точка перегиба смешена от центра 8

тяжести сечения в сторону надвига. Величина смещения зависит от времени релаксации напряжений, угла падения плоскости надвига, величины горизонтальной тектонической силы и изгибной жесткости плиты. Изгибная жесткость коры в значительной степени зависит от скорости нагружения системы. Возникновение точки перегиба означает потерю изгибной устойчивости плиты. Одновременно слева от надвига возникает положительный перегиб плиты, максимально приближенный к надвигу и обусловленный вертикальной суммарной реактивной силой, сосредоточенной на краю плиты (рис. 1).

Действие суммарной силы Р8 на начальном этапе деформаций можно . ассматривать как действие сосредоточенной поперечной силы (мягкий штамп), вызывающий поперечный изгиб плиты. Если критические напряжения для смещения по надвигу коры толщиной 20 км составляют 1,68-12,6 кбар (см. выше), то Р3 имеет у же величину и ее вполне достаточно для изгиба коры на относительно коротком трезке. В противном случае она блокирует смещения в плоскости надвига.

Таким образом, можно сделать вывод, что если горизонтальная тектоническая сила способна (по величине) к образованию надвига в земной коре, то она пособна и к образованию продольного изгиба коры. Реактивные силы вызывают шнимизацию радиуса изгиба, усиливающую изгибающие моменты, что видно и из

»У П

формулы [Тёркот, Шуберт, 1985]: М = —, где М - изгибающий момент; £) -

изгибная жесткость; Л - радиус кривизны. Надвиг обеспечивает изгибные еформации коры при любых сжимающих девиаторных напряжениях.

а _ Р, Точка перегиба р рис х Потеря изгибН0Й усТОЙЧИ-

1-° . . Л вос™ К°РЫ "Ри надвигообразова-

I Ч Г I 10111 (тектонопара «надвиг-

2 продольный изгиб»)

Цифры: 1 - упругая кора; 2 -пластичная кора; 3 - изгибающие моменты.

Буквы: Р - активная тектоническая сила; Р1 - реактивная сила, связанная с весом плиты; Р2 - реактивная сила, связанная с невозможностью возникновения пустого пространства (белый треугольник на границе верхней и нижней коры); Рш - сила порожденная изгибающими моментами; Р5 - суммированные реактивные силы. Пояснения в тексте

Возникновение перегиба плиты - это предел действия силы Р5, поскольку исчезают причины ее породившие. Далее изгибы развиваются уже в результате прямого действия силы Р и изгибающих моментов по механизму продольного изгиба. Плоскость надвига испытывает вращение по часовой стрелке. Согласно закону парности изгибающих моментов, по другую сторону точки перегиба

Положительный изгиб Отрицательный изгиб

5Е

возникает изгибающий момент с вращением против часовой стрелки. Упругая верхняя кора вдавливается в пластичную нижнюю кору с максимумом опускания в точке перегиба, в которой теперь сосредоточена сила Рт, порожденная изгибающими моментами (рис. 16). Возникает проблема свободного пространства и порожденная ею реактивная сила, поскольку релаксация напряжений зависима от времени. Имеет место и действие силы Архимеда. Обе эти реактивные силы ориентированы вертикально вверх и по суммарной величине быстро выравниваются с активной силой, препятствуя погружению упругой коры вниз (рис. 1в). Возникновение отрицательного перегиба упругой плиты порождает на смежном участке образование положительного ее перегиба и препятствующих этому реактивных сил. В результате взаимодействия противоположно ориентированных реактивных сил на смежных участках, в условиях горизонтального сжатия, на границах структур возникают сильные сдвиговые напряжения (рис. 1в, сноска). Они релаксируются смещением в плоскости уже существующих надвигов, либо образованием флексурного перегиба, в дальнейшем трансформирующегося в надвиг. Флексурные изгибы и надвиги позволяют развиваться изгибным деформациям коры, полностью снимая напряжения, вызванные реактивными силами (рис. 1г). Падение плоскостей надвигов и флексур всегда направлено в сторону отрицательных структур.

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

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

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

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

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

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

1-<

Атмосфера (гидросфера)

Верхняя кора Нижняя кора

Рис. 2. Принципиальное отличие между синусоидальной (а) и блоковой (б) складчатостью

Слоистость на рис. 26 показана только для наглядности. Основание модели жесткое. Наклонными линиями показаны разломы. Дугообразные стрелки - изгибающие моменты. В одном блоке утолщается верхний слой, в другом нижний, вызывая смещение их границ. Деформации остаточные. Утолщение коры прямо пропорционально сокращению ее горизонтальных размеров. Синусоидальная складчатость лишена этих особенностей.

Рис. 3. Модель и динамика развития блоковой складчатости

Отрицательный изгиб Положительный изгиб ДДДД^ДД Грабен

18 20

✓12

- \г:- - - " * "

Гранит-зеленосланцевый блок

22 Гнейсо-гранулитовый блок

а - реологически расслоенная кора и потеря ее изгибной устойчивости при надвигообразовании; б - основные элементы блоковой складчатости; в -структурно-вещественные преобразования коры при изгибе; г - трансформация блоковой складчатости в чешуйчато-надвиговые структуры. Буквы К и М - границы Конрада и Мохо соответственно. Цифры с указателями: 1 - надвиг; 2 -изгибающие моменты; 3 - нейтральная поверхность; 4 -дуплексы скалывания (клинодислокации, околонадвиговые валы); 5 - зона растяжения; 6 - зона сжатия; 7 - зона сжатия; 8 - зона сжатия; 9 - направление сдвига; 10 -зона пластического сдвига; 11 -магматический очаг; 12 - направление вращения плоскостей надвигов в

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

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

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

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

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

Выше, для большей наглядности, была рассмотрена двухмерная модель формирования блоковой складчатости, в которой второе главное сжимающее напряжение, ориентированное перпендикулярно плоскости ху, было условно приравнено к 0. В реальной обстановке оно является сжимающим напряжением и

вызывает образование поперечной складчатости, но без сокращения горизонтальных размеров блоков, поскольку нет поступательного движения (подробнее в диссертации). Важно отметить, что изгибающие моменты в плоскости vz также фокусируют тектоническую энергию сжатия, создавая «эффект линзы». Сложение этих складчатостей двух пересекающихся направлений определяет структуру коллизионного пояса и зоны его динамического влияния (рис 4) Реальная структура зоны сжатия более сложная, обусловленная гетерогенным составом коры и возможным наложением горизонтальных сдвиговых деформаций. Это можно видеть на геологической карте восточного склона Урала, где антиклинории обычно отвечают блокам положительного изгиба коры, а синклинории - блокам отрицательного изгиба.

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

7 + __ 8. ± 2

Рис. 4. Фрагмент идеализированного структурного плана блоковой складчатости

Знаки + и - у казывают на знаки изгиба.

Цифры с указателями: I - антиклинальное поднятие: 2 - оссвой грабен: 3 - синклинальный прогиб: 4 - осевой горст (тектонический клин): 5 - поперечная мелкая складчатость и поперечный горст (клин) в седловидном прогибе: 6 - поперечный грабен на седловидном поднятии: 7 - граничные надвиги, с указанием направления падения: 8 сдвиговые деформации; 9 - внешний источник напряжений. Пояснения в тексте.

Рис. 5. Экспериментальное подтверждение модели блоковой складчатости (а -исходное состояние, б - блок отрицательного изгиба после сокращения длины модели на 12%. в - то же, блок положительного изгиба) Цифры: 1 - вставки пластиковых пластин, имитирующих плоскости надвигов; 2 - крути на боковой поверхности модели, нанесенные торцом трубки; 3 - полосчатость, создана путем окрапшвания поверхности. Белые двойные стрелки обозначают оси макси-малыюго растяжения кругов.

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

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

В блоке положительного изгиба коры выше НП возникают условия растяжения, а ниже ее - условия сжатия (рис. .3). Экспериментально установлено, что НП сильно смещена вверх относительно срединной поверхности и зона растяжения имеет относительно небольшую толщину. Для нее характерны низкие температуры и литостатические нагрузки, повышенная трещиноватость пород, высокая обводненность. резкое преобладание хрупких деформаций. Энергетические затраты на растяжение порол верхней части коры минимальные. Уже имеющиеся трещины. 14

ориентированные в плоскости, перпендикулярной растягивающим силам, разрастаются в направлении НП. По трещинам других направлений осуществляются сдвиговые деформации с кинематикой сбросов. Это касается как крупных, так и мелких трещин, поскольку напряжения при изгибе объемные. Силы гравитации вызывают просадку, что может привести к формированию осевого грабена. Градиентное поле стрессовых напряжений, силы гравитации и преобладание хрупких деформаций пород не позволяют формироваться листрическим разломам и сбросам при образовании грабена. По конечному результату, деформации больше отвечают растяжению пластичных слоев. Наиболее удаленные от НП слои испытывают более значительное удлинение/утонение, чем слои вблизи нее. Деформации относятся к неоднородным. В случае морского мелководья, в осевом грабене может иметь место компенсационное осадконакопление (терригенные, терригенно-карбонатные и карбонатные отложения, в зависимости от конкретных условий).

Зона сжатия расположена ниже НП. Для этой части коры характерны повышенные всестороннее давление и температура, нарастающие с глубиной. При температурном градиенте 15 град/км (типичном для платформенных областей), температура на глубине 20 км достигнет 300°С, а на глубине 40 км - 600°С. Литостатическое давление при градиенте 0,32 кбар/км на глубине 20 км составит около 6-7 кбар (600-700 МПа). Имеют место закрытие трещин, нарастание уровня метаморфизма, деформационного упрочения, увеличения плотности и пластичности пород [Иванов, 1991, 1998; Реологическая расслоенность..., 1980; 1982, 1990; Резанов, 2002 и др.] (Николаевский [2006] считает, что полное закрытие трещин происходит на границе Мохо). Это позволяет ожидать, что в упругой коре ниже НП преобладают хрупко-пластические и пластические деформации. При продольном изгибе коры это будет чистый и простой сдвиг по наиболее ослабленным зонам. Закрывается трещинно-поровое пространство, что вызывает рост флюидного давления, которое может превышать литостатическое. Величина флюидного давления определяется стрессовыми напряжениями и прочностью горных пород на гидроразрыв. Рост флюидного давления повышает пластические свойства пород. Растет и всестороннее давление, что ведет, с одной стороны, к деформационному упрочению пород, а с другой стороны - увеличивает их пластические свойства и предел текучести, делая деформации практически неограниченными [Справочник по физическим ..., 1978; Структурная геология..., 1999; Тёркот, Шуберт, 1985; Гончаров и др., 2005; Ребецкий, 2008 и др.]. Принимая во внимание вышеперечисленные процессы, вызванные изгибом, структурированность среды [Талицкий, 1991; Талицкий, Галкин, 1997; Гончаров и др., 2005] и действие прямого градиента стрессовых напряжений (нарастание стрессовых напряжений с глубиной), неизбежно возникновение пластических и квазипластических потоков, направленных вверх (рис. 6). Большую роль играют флюиды, которые в условиях стрессовых напряжений сжатия продвигаются вверх путем гидроразрыва, диспергируя породу и создавая катакластические потоки. Наиболее пластичные породы также становятся концентраторами напряжений и формируют пластические потоки, вовлекая в движение и жесткие блоки пород. В конечном итоге, основная масса пород, компенсирующая изгиб, выдавливается из

зоны сжатия вверх, в зону растяжения. По этой причине, морфологически изгиб проявляется слабо: материал просто перемещается из зоны сжатия в зону растяжения.

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

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

I - зона брекчирования и мегабрекчирова-ния; 2 - зона бескорневой складчатости; 3 -зона зеленосланцевого метаморфизма; 4 -метаморфизм эпидот-амфиболитовой и амфиболитовой фаций умеренных давлений в нижней коре; 5 - зона растяжения; б - зона сжатия в упругой коре; 7 - высокобарический метаморфизм в нижней коре; 8 - пластичный материал, перемещенный из зоны сжатия; 9 - зональный метаморфизм; 10 -многофазные бескорневые малые интрузии;

II - восстановленные флюиды; 12 - рудоносные флюиды; 13 - пластическое течение; 14 - метеорные и морские захороненные воды; 15 - сжатие, связанное с изгибом; 15 -

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

Пластичная нижняя кора в блоке положительного изгиба также испытывает горизонтальное сжатие, обусловленное, прежде всего, сокращением подошвы

Отрицательный изгиб Положительный изгиб

в е рг> X I I 5=1 3=1 «II »—1 -I- И 5=1

]< ■ из ш® ■ |._з «ж»

'11 ' ДТП И'"15 «—'8 ■ « • \ 19 Ъ 20

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

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

новой «пробки», которая в свою очередь таюке взламывается. И так далее, и так далее. Такой режим можно назвать «режимом самоконсервации». Дальнейший подъем вещества в зоне растяжения осуществляется за счет внутреннего давления скопившейся под «пробкой» разогретой пластичной массы, которое поддерживается сохраняющимся корнем. Одновременно с накоплением перемещенной массы, здесь накапливается и тепловая энергия, поскольку теплоемкость пластичной массы значительно выше теплоемкости флюида.

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

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

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

- величина напряжений сжатия закономерно возрастает, вплоть до образования стресс-минералов, например, таких как дистен, ставролит и др. Превышение латерального градиента давлений над вертикальным отмечается в обрамлении некоторых куполовидных структур Прибайкалья |Васильев и др., 1999|. Вокруг растущей куполовидной структуры, имеющей глубинный корень, возникает сложное поле напряжений, хорошо изученное экспериментально [Гзовский, 1975 и др.]. Траектории векторов одних главных касательных напряжений по восстанию выполаживаются. образуя дуги над куполовидной структурой (рис. 7, цифра 2). других, напротив, по восстанию закономерно приобретают крутой уклон (цифра 3). Первые из них ориентированы по касательной к поверхности ядра структуры, а вторые - по нормали к ней Движение материала указано полу стрелками. Вдоль траекторий сдвиговых напряжений (цифра 2) активным является лежачий бок. и материал нагнетается в надкуполъное пространство, препятствуя движению ядра куполовидной структуры вверх Вдоль траекторий сдвиговых напряжений другого

направления - активным является висячий бок, что дает возможность ядру структуры разрастаться в горизонтальном направлении (рис. 6, б) и структура приобретает форму груши или гриба. Вдоль траекторий главных касательных напряжений возникают участки локализованных сдвигов, которые можно принять за надвиги или сбросы («аркогенный тип надвигов» В.Н Даниловича [1963]).

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

Большую роль здесь играют метаморфические и метасоматические процессы. Их развитию весьма способствует наличие больших вертикальных и латеральных градиентов температур и давлений. Гранитизация и дебазификация являются наиболее важными и самыми распространенными метасоматическими процессами данного этапа. С ними связан вынос в околокупольное пространство ряда рудных и нерудных компонентов (Ее, Аи, <Я, Mg и др.). В ядрах куполовидных структур накапливаются флюиды, обогащенные легколетучими элементами (Ве, 1л, Бп, Та, №> и др.). Над купольными структурами образуются крутопадающие трещины растяжения, заполняемые кварцем. На прогрессивном этапе процесса жилы кварца испытывают деформации, прогрессивный метаморфизм и перекристаллизацию, с образованием месторождений гранулированного кварца.

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

пространства, эволюционирующие в процессе длительной посттсктонической релаксации системы. Таким образом, блоки положительного изгиба специализированы на нерудные полезные ископаемые, золото, редкие элементы.

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

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

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

вулканогенно-садочные палеозойские отложения; 2 - сиалический фундамент; 3 - нижняя кора, предположительно основного и ультраосновного состава; 4 - морской бассейн (на рис. б), мраморы (на рис. д); 5 - термоградиентное поле, созданное деформациями коры; 6 - то же, для вулканогенно-осадочного комплекса; 7 -трещинные интрузии гранодиоритов и плагио-гранитов, связанные с перегревом пород на границе верхней и нижней коры; 8 - кристаллические сланцы и амфиболиты метаморфического обрамления куполовидных структур; 9 - анна-тектические граниты; 10 - нижнекаменноугольные карбонатно-терригенные отложения. Цифры на рисунке: 1 - тектонические нарушения с надвиговой кинематикой; 2 - вращающие моменты; 3 - примерное положение нейтральной поверхности в блоке положительного изгиба: 4 - депрессия, занятая морским бассейном, образованная в результате задавливания блока вниз; 5 - термальные купола; 6 - трещинные интрузии ранних гранитоидов; 7 - тектонические потоки разогретых пород; 8 - фронт разрастающихся ядер куполовидных структур; 9 - поверхность гранито-гнейсовьгх массивов.

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

Рис. 9. Модель образования Светлинской куполовидной структуры и металлогения ее

обрамления

1 - гранитогнейсовый разогретый пластичный материал и направление его движения на прогрессивном этапе; 2 - кристаллические сланцы; 3 - мраморы; 4 -тектонические брекчии; 5 -вулканогенно-осадочные породы; 6 - условия доминирующего сжатия или растяжения; 7 - простой сдвиг с активной доминантой (а) и комбинация простых сдвигов с активными доминантами (б); 8 -кварцевые жилы (а), дайки гранитов и пегматитов (б); 9 - тектоническая граница между блоками положительного и отрицательного изгибов с кинематикой надвига (большая полустрелка) и локальным сдвиговым течением пород (маленькая полустрелка); ¡0 - направление вращения: а -тектонической границы, б - кварцевой жилы; 11 - локализованный сдвиг (тектонический срыв) и направление доминирующего смещения; 12 - зона осевого горизонтального растяжения. Горизонтальная линия современный эрозионный срез.

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

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

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

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

Напряжения сжатия легко снимаются хрупкими деформациями и сдвигами по трещинам, с образованием площадной зоны брекчий, мегабрекчий, пологих надвигов и взбросов. Только наиболее пластичные, в данных условиях, породы (эвапориты, глинистые сланцы, мергели и частично некоторые известняки) могут сминаться в мелкие складки.

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

На рис. 10 показаны траектории векторов главных касательных напряжений, которые в верхней части блока отрицательного изгиба образуют клиновидные формы, выжимаемые вверх. Два главных сжимающих нормальных напряжения обусловлены весом пород и градиентным полем стрессовых напряжений. Максимальная разница по абсолютной величине между ними достигается вблизи дневной поверхности. Следовательно, величина касательных напряжений здесь больше, чем на глубине, где на НП они падают до нуля. Максимальные амплитуды смещений по трещинам будут вверху, а минимальные внизу. Все смещения характеризуются надвиговьш характером. Следовательно, трещины встречного падения образуют тектонические клинья, выжимаемые вверх. Осевой тектонический клин (клинья) является самым крупным и глубоким, с остриём вблизи НП. В процессе изгиба плиты он образует горст (систему горстов, осевое поднятие, антиклинальное вздутие). Тектонический клин не полностью подчиняется влиянию обратного градиента и способен частично решить проблему свободного пространства. Выжимание тектонического клина вверх в значительной степени снимает напряжения во всей области зоны сжатия изгиба. Угол основания клина вначале составляет более 90°, но в процессе развития изгиба и выжимания

Атмосфера (гидросфера)

Ж *

Рис. 10. Блок отрицательного изгиба: общий вид, с качественной эпюрой напряжений (а); векторы главных касательных напряжений (б); структурный рисунок, образуемый разрывными нарушениями, с указанием их кинематики (в); здесь же показаны эллипсы мгновенной деформации; ниже (г) показана эволюция эллипсов мгновенной деформации в сложном градиентном поле напряжений разных участков блока Условные обозначения (для рис. г): 1 - доминирующий простой сдвиг в градиентном поле напряжений; 2 - то же, второстепенный; 3 - чистый сдвиг доминирующий; 4 - то же, второстепенный. Пояснения в тексте

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

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

Метаморфизм зоны сжатия. С глубиной, с ростом всестороннего давления и температуры, а также уменьшения скорости деформаций способность пород к хрупко-пластическим и пластическим деформациям возрастает. Накопление флюидов, запертых обратным градиентом, также способствует росту пластичности пород. В результате образуется бескорневая складчатость. Особенно сильно это должно быть проявлено в окружении острия тектонического клина. Часть механической энергии сжатия трансформируется в тепловую энергию, вызывая разогрев пород и нарушение температурного баланса. Это тепло, совместно со стрессовым давлением, может быть причиной регионального метаморфизма пород, достигающего зеленослапцевой фации. Локальный подъем температуры за счет тектонической энергии сжатия дополнительно повышает и пластичность

пород, но тектонические потоки при этом не возникают. Объясняется это действием обратного градиента, препятствующего отжиманию пластичного материала на верхние горизонты, а отжиманию его вниз препятствует рост всестороннего давления и проблема свободного пространства. Поэтому пликативная складчатость здесь может быть крайне сложной.

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

Метаморфизм пород зоны растяжения. Хрупко-пластические и пластические деформации в зоне растяжения сопровождаются повышенным выделением тепловой шергии, что вызывает разогрев пород. Снижение всестороннего давления и повышение температуры дестабилизирует систему, и может привести к зеленокаченному метаморфизму пород. В подошве упругой коры метаморфизм пород может достигать эпидот-амфиболитовой фации, а, возможно, и амфиболитовой фации пониженных давлений. С учетом данных по распределению температур в земной коре [Моиссенко, Смыслов, 1986; Киккопеп ^ а1., 1997 и др.] это представляется вполне реальным. Кроме того, надо принять во внимание действие обратного градиента, запрещающего подъем ювенильных вод и флюидов, т.е. перекрывающий конвективный (наиболее эффективный) механизм отвода тепла (рис. 6). Это ведет к накоплению тепловой энергии поступающей из мантии и энергии тектонического происхождения. Возможно, что обратный градиент играет главную роль в разогреве пород зоны растяжения данного блока.

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

Хотя разогрев пород в зоне растяжения блока отрицательного изгиба за счет тектонического фактора менее значительный, чем в блоке положительного изгиба, тем не менее, здесь высока вероятность возникновения магматических очагов. Объясняется это действием обратного градиента и аккумуляцией тепловой энергии. В этих условиях можно ожидать значительны!! рост температур и возникновенне «запертых» магматических очагов При сильном перегреве магмы

или временном ослаблении стрессовых напряжений, происходит прорыв магматического расплава в горстовую структуру. Этот процесс может повториться неоднократно, в результате чего формируются многофазные бескорневые малые интрузии и кольцевые дайки (рис. 3, 6). Плавлению могут подвергаться породы различного состава, оказавшиеся в области наиболее сильного разогрева, с образованием различных гибридных расплавов, ассимилировавших вмещающие породы. Ограниченные по массе и запасам тепла, находящиеся в относительном равновесии по давлению с окружающими породами и лишенные глубинного корня, эти интрузии не вызывают сколько-либо значительного метаморфизма вмещающих пород на верхних горизонтах, за исключением контактового (образование контактовых роговиков и скарнов, в т.ч. рудоносных). Таким образом, и в блоке отрицательного изгиба возникает резко метастабильная ситуация, но иного характера, релаксация которой осуществляется другими механизмами. Обогащение рудным веществом магматических расплавов и рудоносных флюидов осуществляется за счет пород окружения и за счет рудного вещества поступающего из нижней коры и верхней мантии. Принимая во внимание принцип унаследованности, следует считать, что в разрез блока могут входить мощные толщи терригенно-осадочных, вулканогенно-осадочных и вулканогенных пород, погребенные рудные месторождения, что сказывается на его рудной специализации.

При переходе системы к регрессивному этапу (рис. 66) обратный градиент исчезает. В верхней части коры открываются трещины. Зона брекчий, мегабрекчий и объемной трещиноватости, становится благоприятной для циркуляции метеорных и захороненных морских вод. В нижней части блока возрастает всестороннее давление. Появляется прямой градиент напряжений, связанный с литостатической нагрузкой. Магматические очаги получают возможность полностью разгрузиться, путем образования бескорневых интрузий (или дайкового поля) в области осевого тектонического клина. Появляется возможность вертикальной миграции рудоносных флюидов. Давление перегретого флюида может превышать литостатическое давление, что вызывает образование гидроразрывов, брекчирование и диспергирование пород по фронту их движения. В результате формируются трубчатые и дайковые тела рудных брекчий, иногда называемые эксплозивными [Фогельман, 1969; Невский, Фролов, 1985; Ваганов и др., 1985 и др.], флюидизационными, флюидизированными [Ооой, 1941; Рейнольде, 1954; Туговик, 1974; Голубева, Махлаев, 1994; Голубева, 2003; Чайковский, 2001, 2002 и др.], гидроструктуралш [Старостин, 1988]. Такие брекчии часто содержат в той или иной степени окатанный материал, что делает их порой неотличимыми от конгломератов. Специфику оруденения брекчий определяет вещественный состав коры в области формирования и циркуляции «запертых» рудоносных флюидов, и дестабилизированная верхняя мантия. Менее перегретые флюиды и флюиды небольших резервуаров перемещаться с глубоких горизонтов вверх могут посредством расклинивания субвертикальных трещин [Жатнуев, 1995]. Все эти флюиды обеспечивают длительную гидротермальную деятельность регрессивного этапа в блоке отрицательного изгиба коры.

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

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

Рис. 11. Эксперимент по изучению стру ктуро под гого в ител ь н о й роли зоны сжатия блока отрицательного изгиба на глинистых песках в стеклянной кювете: исходное положение (а), деформации при кривизне изгиба 10" (б), 18° (в) и 30" (г).

Лежачие бока иадвиюв представлены деревянными брусками, скрепленн не в основании с плас1иконой полоской, выполняющей роль НП. Цифры: I - надвиг; 2 дуплексы скалывания; 3 зона сдвита; 4 - отслоения; 5 ме| абрекчирование; 6 взброс.

Направление смещений показано белыми стрелками.

На раннем -этапе (б) образовались надвм, дуплексы скалывания. ан шклинальное поднятие, зона мегабрекчирования и глубинная зона сдвига, которая позднее локализовалась ь другую надвиговую зону (в, г). В ее висячем боку образовались дуплексы скалывания, а верхняя часть осложнилась взбросом и антиклинальным поднятием. В характере разрывных деформаций хорошо офажена сф\К1\ропоД1 от-вшельная роль блока офтьисльнот ни иба: формирование рудоподводящих и р\ло-раепределтелынах каналов, и обра.юкание фещиижынскипою просф.шс!на

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

На рис. 12 и 13 показан субширотный сейсмический профиль через блок отрицательного изгиба (по Соколову и др., 1993) и тектонические клинья, контролирующие рудные тела гп-Сц сульфидного Сафьяновского месторождения, Средний Урал (сравните с рис. 3, 6, 10 и 11). Предыдущими исследователями, по результатам исследований разведочных скважин, месторождение было отнесено к колчеданному типу, находящемуся в клипе ретрошарьяжа и перемещенному к востоку на 100-130 км [Язева и др., 1992 и др.]. Вмещающие породы датируются В2.3. Время рудообразования оценивается В2-Сь На сейсмическом профиле, пересекающем структуру несколько севернее месторождения, отчетливо виден осевой тектонический клин, состоящий из более мелких клиньев. В глубинной структуре коры ретрошарьяж не проявлен: падающие на запад отражающие площадки упираются в зону надвига восточного падения. В борту Сафьяновского карьера (глубина 120 м), также видна система тектонических клиньев, образованных трещинами скалывания с взбросовой кинематикой. Месторождение расположено в висячем боку Восточного разлома, имеющего западное падение под углом 60-70°. Изучение кинематики разлома показало, что он относится к малоамплитудному взбросу. В лежачем боку взброса рудная минерализация прослеживается в интервале 10-20 м, а в его висячем боку - в интервале 200-300 м.

Породы висячего бока разлома сильно тектонизированы, вплоть до образования брекчий, подверглись глубокой гидротермально-метасоматической переработке (окварцеванию, альбитизации, карбонатизации, серицитизации, хлоритизации и каолинизации) и региональному метаморфизму низких ступеней зеленосланцевой фации. Рудная минерализация приурочена к тектоническим трещинам и цементу брекчий. Рудные тела тектонически не нарушены; руды неметалюрфизованные. Под месторождением бурением установлены визейские известняки, что можно объяснить мегабрекчированием. Эти и другие данные позволяют сделать выводы, что зона объемной трещиноватости формировалась в условиях горизонтального сжатия. Время события - поствизейское. Рудоотложе-ние происходило в спокойной тектонической обстановке (посттектонической). Радиологические возраста по серицитам дают два максимума: 350 и 267 млн. лет [Язева и др., 1992], что подтверждает данные выводы. Восточный разлом играл роль рудоподводящего канала, а более мелкие разломы являлись рудораспределительными каналами. Тектонические брекчии и трегцинно-пустотное пространство служили рудовмещающими структурами. Режим горизонтального сжатия отвечает позднепалеозойской уральской коллизии, а рудоотложение - постколлизиоиной 28

релаксации системы. Весь фактический материал по геологии и генезису месторождения непротиворечиво укладывается в модель блоковой складчатости. По генезису, данное месторождение правильнее относить к сульфидному эпитермальному типу. В связи с этим, следует пересмотреть перспективы Восточно-Уральской мегазоны на медные и полиметаллические месторождения данного типа. На Урале к осевым тектоническим клиньям отрицательных структур (рис. 14) приурочены и многие другие рудные месторождения, например, Магнитогорская и Высокогорская группы железоскарновых месторождений Краснотурьинские медноскарновые месторождения и другие.

3 100

Режевская СФЗ

□ idULHadMEa«

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

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

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

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

Тагильскии прогиб 50 60 70

шукаий'разно« 8 Рис. 14. Сейсмический образ 90 1 Тагильского прогиба по

- -ffe^ ^ Черноисточинскому

v; Д профилю MOB

..i.v- •------ r -

: ----- (по СОКОЛОВУ и ДР-

- »V*-: интерпретации авт

1993, в интерпретации автора)

Надвиги. Границы блоков, представленные тектоническими зонами с надвиговой кинематикой, также играют большую роль в размещении рудных месторождений. Строго говоря, термин «надвиг» не вполне соответствует тектоническим нарушениям, к которым он применен в данной модели. Роль их другая и более сложная. Термин «надвиг» здесь сохранен только для того, чтобы не вводить новый. Кроме того, на геологических, тектонических и структурных

картах разрывные нарушения, разделяющие складки коры, картируются как «надвиги» или «сбросы». Возникновение изгибающих моментов вызывает сложные деформахщи коры и вращение крыльев надвига, всегда направленное на увеличение углов падения плоскости сместителя. Сколь либо значительные вертикальные перемещения по ним запрещены реактивными силами, рассмотренными выше. Зона надвига при блоковой складчатости характеризуется очень сложным полем напряжений и деформаций (рис. 15). Зона лежачего бока надвига представлена зоной смятия, связанного с куполообразованием (рис. 8). Висячий его бок осложнен дуплексами скалывания (рис. 3). На регрессивном этапе процесса зона надвига становится проницаемой для ювенильных флюидов, имеющих рудную специализацию. Поэтому зона надвига и ассоциирующих с ней деформаций коры играет роль и рудоподводящих каналов, и рудовмещающих структур, что показано многими исследователями [Огородников и др., 2004, 2007; Знаменский, 2008 и др.]. В действительности, поле напряжений в зоне надвига еще более сложное, чем показано на рис. 15. Это связано с анизотропией коры, изостазией, термическим

Рис. 15. Поля напряжений и характер деформаций в зоне надвига при блоковой складчатости

1 - НП; 2 - направление смещений в плоскости надвига; 3 - растяжение, связанное с изгибом; 4 - горизонтальное сжатие/вертикальное растяжение, связанные с изгибом; 5 - направление вращения плоскости надвига; 6 - напряжения горизонтального сжатия от внешних источников, проявленные только на участке между НП; 7 - простой сдвиг, связанный с надвигом;

В - простой сдвиг, связанный с вращением плоскости надвига; 9 - направление движения пластических потоков; 10 - простой сдвиг, связанный с восходящим движением пластических потоков; 11 - простой сдвиг, связанный с внедрением пластических потоков в зону растяжения; 12 - сжатие, того же происхождения; 13 - относительные смещения, связанные с утонением/утолщением зон растяжения/сжатия; 14 - простой сдвиг, связанный с движением вещества в лежачем боку надвига; 15 - простой сдвиг, связанный с изгибом.

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

Завершение общекоровой блоковой складчатости. Деформации коры происходят в результате действия внешних тектонических сил. вызывающих одноосное горизонтальное сжатие земной коры. Нижняя кора пластичная и неспособна передавать тектонические напряжения на большие расстояния. Эту

ЖШш

157-

функцию выполняет верхняя упругая кора. В процессе развития блоковой складчатости и связанных с ней деформаций горизонтального сокращсния/всртпкалышго утолщения, верхняя кора проскальзывает по кровле нижней коры, на величину се горизонтального сокращения. Максимальные деформации происходят вблизи источника тектонических напряжений и здесь будут максимальные ее горизонтальные проскальзывания. Вся кора испытываст деформации простого сдвига (рис. 30). В конечном итоге границы нижней коры нивелируются, и ранее образованные неровности поверхностей Мохо и Конрада становятся мало заметными. Участки «тектонических срывов» возникают и непосредственно в самой нижней коре.

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

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

Известно, что минерагения мобильных поясов и активизированных окраин платформ существенно отличаются. Причин тому много и главной из них является геологическая предыстория. В мобильных поясах в доколлизионнос время накапливаются мощные толщи вулканогснно-осадочных. вулканогенных и магматических пород, обогащенных различными рудными элементами, В

результате блоковой складчатости происходит ремобилизация, направленная миграция и персотложение рудного вещества, с образованием промышленных концентраций. В платформенных областях осадочный комплекс представлен преимущественно терригенными, терригенно-осадочными и карбонатными породами, с низкими концентрациями рудного вещества, а кристаллический фундамент сложен преимущественно глубокометаморфизованными сиалическими породами. Эти факты хорошо известны в геологии и традиционно используются при прогнозировании.

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

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

Согласно принципу унаслсдованности, блоки отрицательного изгиба наследуют древние депрессии различного происхождения, с увеличенной мощностью осадочного чехла. Зона сжатия изгиба также увеличена по толщине. Породы осадочного чехла испытывают горизонтальное сжатие в условиях действия обратного градиента стрессовых напряжений. Самые верхние горизонты подвергаются мегабрекчированию, переходящие с глубиной в зону бескорневой складчатости. Возникают аномальные пластовые давления. Имеет место региональный низкотемпературный метаморфизм в условиях повышенного давления, нарушающий обычную метаморфическую зональность погружения осадочных пород. Можно предположить, что это способствует генерации

углеводородов (УВ) и метаморфизму углей. Обратный градиент стрессовых напряжений удерживает УВ на глубине, не препятствуя их латеральной миграции и накоплению в структурных ловушках. В качестве структурных ловушек могут выступать положительные структуры (антиклинали) зоны бескорневой складчатости. Но наибольший интерес в этом плане представляет осевой тектонический клин. В процессе деформации он испытывает горизонтальное сжатие и вертикальное растяжение, что сопровождается бескорневой складчатостью и образованием многоуровневых плащеобразных полостей отслоения или брекчирования, соединенных системой трещин скалывания. Структурные ловушки для УВ возникают и в висячем боку надвигов, где они представлены антиклинальными вздутиями, с полостями отслоения в ядре (рис. 11). При неглубоком залегании кристаллического фундамента - трещинно-пустотного пространство формируется непосредственно в нем, в области тектонического клина. Судя по литературным данным [Арешев и др., 1997; Леонов М., 2008], такой структурой характеризуется месторождение Белый Тигр во Вьетнаме, приуроченное к Центральному горстовому поднятию Меконгской впадины.

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

Анализ материалов по Восточно-Европейской платформе на прилегающей к Уралу площади позволил создать рабочую схему ее структурного плана, связанного с динамическим влиянием позднепалеозойской уральской коллизии [Кисин, 2008]. На основании этой схемы и модельных построений на блоках положительного изгиба автором прогнозировались эруптивные брекчии, возможно, с алмазами. Проведенные исследования на площади Кунгурско-Красноуфимского позднепалеозойского свода (ККС), позволили выявить эруптивные брекчии и некоторые минералы-спутники алмазов [Кисин, 1998-2008; Кисин и др., 20026]. Площади ККС соответствует минералогическая аномалия в рыхлых отложениях, представленная комплексом минералов метаморфической ассоциации (ставролит, дистен, силлиманит, корунд и др.). На площади свода выявлены локальные ассоциации минералов ультраосновного парагенезиса (серпентины, оливин, хромшпинелиды, пироксены, амфиболы и др.); материал эксплозивного происхождения: стёкла, шлаковые частицы, магнитные шарики, самородные металлы и их сплавы (железо, свинец, олово, медь, хром и др.), силициды, муассанит, аномальный по составу корунд и др. К гидротермальным минералам отнесены кварц, пирит, крокоит, сидерит и др. Смежная с запада площадь характеризуется циркон-гранат-эпидот-магнетитовой ассоциацией минералов. К востоку от ККС, для Предуральского прогиба типична гранат-амфибол-магнетитовая ассоциация. Для многих минералов с площади свода характерны глянцевые поверхности и коррозионное растрескивание. Исследования показали,

что минеральные ассоциации ККС имеют местное происхождение и ограничены границами структуры.

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

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

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

Минералы-спутники алмаза встречаются редко. В шлиховой пробе найден пироп, по составу отвечающий пиропам алмазоносных лерцолитов (на ЮЗ границе

свода параметрической скважиной на глубине 3,4 км перебурено тело лерцолитов мощностью около 7 м). Выявлены локальные аномалии альмандин-пиропов, часть из которых соответствует парагенезису алмазоносных эклогитов. Имеются высокохромистые хромпикотиты. Содержание Сг203 в «корунде» эксплозивной ассоциации минералов достигает 34 масс.%. В рубинах, наблюдаемых в качестве включений в Бразильских алмазах, содержание хрома также аномальное и достигает 19 масс.% [Hutchison et al., 2004]. В серпентинитах установлен пирофанит, по составу близкий к сенаиту из алмазоносных россыпей Бразилии. Самородные металлы, муассанит, силициды железа описаны и на месторождениях алмазов [Самородное металлообразование..., 1991; Соболев и др., 2003]. Это позволяет считать площадь ККС перспективной на обнаружение коренных источников алмазов.

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

В качестве примера блока отрицательного изгиба платформенной коры в диссертации рассматривается Осинская впадина Камско-Бельского прогиба, унаследовано развивавшаяся на Калтасинском рифейском авлакогене и испытавшая различные геодинамические режимы. Отнесение ее к блоку отрицательного изгиба позднепалеозойского времени основано на результатах анализа материалов по глубинному строению. Впадина осложнена осевым горстовым поднятием, Осинским блоком, который выделяется по всем горизонтам палеозоя и рифея. На поверхности кристаллического фундамента ему соответствует горстовое поднятие амплитудой 1,5 км [Шершнев, 1970]. Дешифрирование космоснимков показало наличие в осевом блоке кольцевых и дугообразных линеаментов, фиксируемых речными долинами. Долины речек асимметричные: внешние борта широкие и пологие, а внутренние узкие и крутые. Согласно теоретическим построениям, эти линеаменты могут отвечать кольцевым разломам, падающим к внутренней части блока (тектонические клинья). Исходя из этого, предполагается, что к ним может быть приурочен дайковый комплекс и/или интенсивная гидротермальная деятельность.

Проведенные автором геохимические исследования аллювиально-делювиальных глин, из данных речных долин, показали наличие здесь контрастной геохимической аномалии (относительно глин платформенных областей, по Н.А. Григорьеву [2003] и В.И. Ваганову и др. [2001]). Содержания Сг и As превышают их на порядок, Ni 2-3 раза, Se и Те на 2 порядка, Аи на 3 порядка, Hg в 2 раза. Глины Осинского блока обеднены Р на 2 порядка, Sc на порядок, Rb, Th, U в 2-5 раз. Соотношение между Аи и Hg постоянное, отличное от смежных площадей, что может указывать на их местные источники. Аномальные содержания As, Se и Те

обычны для коренных источников золота [Коротеев, Сазонов, 2005 и др.]. Шлиховое опробование показало наличие здесь и минералогической аномалии. Тяжелая фракция шлихов резко обогащена магнетитом и эпидотом, с постоянной примесью циркона и граната. Циркон и гранат однотипные и характеризуются низкой степенью механического износа поверхности. В шлихах отмечается золото и киноварь. Ранее М.Б. Осовецким (устное сообщение) здесь найдена самородная ртуть. Гравийно-галечный материал на 30-50% состоит из субвулканических образований, представленных породами от дацитов до гранит-порфиров, со щелочным уклоном. Их геохимия и минеральный состав близки к выявленным на блоке аномалиям. В направлении Урала содержание вулканогенного материала в галечниках быстро падает до 3%, а состав тяжелой фракции шлихов меняется на магнетит-амфибол-гранатовый. Таким образом, эти и другие данные не противоречат предположению о возможности нахождения здесь и дайкового комплекса. Осинский блок, несомненно, представляет интерес для поисков рудных месторождений и, прежде всего золота.

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

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

Заключение

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

Источник энергии преимущественно тектонический. Упругая верхняя кора передает напряжения сжатия на расстояния, а изгибы фокусируют их на относительно небольшие объемы, на ядра складок: в блоках положительного изгиба - на нижнюю часть коры, а в блоках отрицательного изгиба - на верхнюю ее часть.

Релаксация напряжений осуществляется всеми возможными способами: тектоническими потоками, метаморфическими реакциями, перекристаллизацией, фазовыми переходами, растворением под давлением и т.п.. что характеризует систему как максимально энергоемкую. Все деформации остаточные. Тектоническая энергия трансформируется в другие виды энергии, в т.ч. и тепловую. Возникает резко метастабильная по энергонасыщенности система, релаксация которой сопровождается глубокими вещественно-структурными преобразованиями земной коры и ремобилизацией рудных компонентов.

В верхней части блока отрицательного изгиба формируется зона брекчий и мегабрекчий, .характеризующаяся большим трещинно-пустотным пространством, которое заполняется метеорными или морскими захороненными водами. Ниже располагается зона бескорневой складчатости и/или объемной трещиноватости. Осевая часть блока осложняется тектоническими клиньями. Наиболее крупные трещины скалывания проникают до НП. Запирающий градиент напряжений удерживает флюиды на глубине, что ведет к их перегреву и обогащению рудным веществом (хлорофильные, халькофильные, сидсрофильныс элементы) |Бушляков, Холодное. 20021. Снятие или временное ослабление тектонических напряжений сопровождается движением рудоносных флюидов в верхние горизонты коры. Наиболее крупные трещины скалывания играют роль рудоподводящи.х и рудораспределительных каналов. В зоне объемной трещиноватости, брекчирования и мегабрекчирования происходит смешение глубинных флюидов с метеорными и морскими захороненными водами, их резкое охлаждение, изменение рН среды и окислительно-восстановительного потенциала, сопровождающееся

рудоотложением. Таким образом, блоки отрицательного изгиба коры несут рудную специализацию. Источником рудного вещества является '¡синая кора и верхняя мантия. Время основного рудообразования приходится на регрессивный этап процесса (снятие тектонических напряжений).

В блоках положительного изгиба коры действует прямой градиент напряжений, что ведет к осушению системы и возникновению направленных пластических и квазипластических потоков, переносящих тепловую и химическую энергию на верхние горизонты. Формируются гранито-гнейсовые массивы, слагающие ядра куполовидных структур и являющиеся центрами зонального высокоградиентного метаморфизма. Процессы гранитизации сопровождаются выносом в околокупольнос пространство ряда рудных и нерудных компонентов (17е, Ли. Я!, и др.). В ядрах куполовидных структур накапливаются флюиды, обогащенные легколетучими (фторофильными) элементами (Ве, 1л, Би. Та, КЬ и др.) [Бушляков, Холодное, 2002]. Над купольными структурами образуются крутопадающие трещины растяжения, заполняемые кварцем. На прогрессивном этапе процесса жильный кварц испытывает деформации, метаморфизм и перекристаллизацию, с образованием месторождений гранулированного кварца. В межкупольном пространстве образуются пологие трещины отрыва и скалывания. Снятие тектонических напряжений сопровождается падением давления в ядрах куполовидных структур. выбывающего процессы анатскснса и улыраметаморфнзма. Расплавы, наиболее богатые летучими компонентами, формируют лайковый комплекс гранитов и пегматитов (с редкомегально».

слюдяной, кварцевой и самоцветной минерализацией), приуроченный к трещинам отрыва и скалывания в межкупольных структурах. На регрессивном этапе, в надкупольном пространстве формируется кварцево-жильное поле с горным хрусталем. Имеют место гидротермально-метасоматичсские процессы (альбитизация. грейзенизация. гидротермально-жильное заполнение трещинно-пустотного пространства). эволюционирующие в ходе длительной посттектонической релаксации системы. Таким образом, блоки положительного изгиба специализированы на нерудные полезные ископаемые, золото, редкие элементы.

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

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

Список основных публикаций по теме диссертации

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

Монографии

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

Статьи и рецензируемых журналах но сппску ВАК

2. Кисин А.И)., 'Гаитцек A.C. Особенности формирования хондродит-тремолитовых прожилков в толще мрамора из района кочкарской гранитной ингру ¡пи ,7 Записки ВМО. 1986. № 1 С. 9V99.

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

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

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

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

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

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

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

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

11. Кисин А.Ю. Общекоровая складчатость и горообразование // Ученые записки Казанского университета. Сер. Естеств. науки. 2009. Т. 151. Кн. 3. С. 216-228.

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

Статьи в журналах и сборниках, материалы конференций Кисин А.Ю. Деформационные макроструктуры в карбонатных породах гранито-гнейсовых комплексов Урала // Литосфера. 2007. № 1. С. 90-108. Кисин А.Ю. Прогнозирование рубиновой минерализации в карбонатных породах // Геологическая наука - народному хозяйству. Свердловск: УрО АН СССР, 1989. С. 4-5.

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

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

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

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

Koroteev К/1., Kissin A. J., Sazonov V.N. The model of orogenic belts forming during collission stages (at base of unixial lateral squezing with bending) / Abstracts of 6th Zonenshain conference on plate tectonics. Moscow, February 17-20, 1998. P. 142.

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

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

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

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

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

Кисин А.Ю. Прогноз и признаки эруптивного магматизма на восточной окраине Восточно-Европейской платформы // Алмазы и алмазоносность Тимано-Уральского региона: Мат. Всерос. сов. Сыктывкар: Геопринт, 2001. С. 100-102. Кисин А.Ю., Баталина А.А., Мурзин В.В. Деформации мраморов и время образования рубиновой минерализации в Мурзин с ко-Аду й ско м метаморфическом комплексе (Средний Урал) // Ежегодник ИГГ УрО РАН: Екатеринбург: УрО РАН,

2003. С. 186-191.

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

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

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

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

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

2004. С. 53-57.

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

Кисин А.Ю. Надвиги в земной коре и эффект присоски // Геология и металлогения ультрамафит-мафитовых и гранигоидных интрузивных ассоциаций складчатых областей. Мат. науч. конф. Екатеринбург: ИГГ УрО РАН, 2004. 466-468. Кисин А.Ю. К проблеме надвигов в земной коре // Тектоника земной коры и мантии. Тектонические закономерности размещения полезных ископаемых. Мат. XXXVIII Тектонического сов. Т. 1. 2005. С.285-288.

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

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

Кисин А.Ю. Общекоровая складчатость восточной окраины Восточно-Европейской платформы // Строение, геодинамика и минерагенические процессы в литосфере: Мат. 11-йМежд. науч. конф. Сыктывкар: Геопринт, 2005. С. 134-137. Кисин А.Ю. Общекоровая складчатость и минерагения восточной окраины Восточно-Европейской платформы // Области активного тектогенеза в современной и древней истории Земли. Мат. XXXIX Текг. сов. Т. 1. М.: ГЕОС, 2006. С. 308-312. Кисин А.Ю. Общекоровая складчатость платформенных областей // Там же. С. 312317.

Кисин А.Ю. Деформации мраморов и время рубин-сапфировой минерализации на

Литовском проявлении (Средний Урал) // Уральская минералогическая школа-2005.

Мат. Всерос. науч. конф. Екатеринбург: Изд. УГТУ, 2005. С. 104-108.

Кисин А.Ю. Уфимское плато: некоторые аспекты позднепалеозойской геодинамики

и минерагении // Ежегодник ИГГ УрО РАН. Екатеринбург: ИГТ УрО РАН, 2006. С.

57-63.

Кисин А.Ю. Потеря изгибной устойчивости земной коры // Метаморфизм и геодинамика. Мат. межд. науч. конф. Екатеринбург: ИГТ УрО РАН, 2006. С. 35-38. Кисин А.Ю. Уфимское плато: Некоторые итоги десятилетних исследований и перспективы алмазоносности // Алмазы и благородные металлы Тимано-Уральского региона: Мат. Всерос. сов. Сыктывкар: ИГ Коми НЦ УрО РАН, 2006. С. 70-72.

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

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

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

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

Кисин А.Ю. Общекоровая складчатость как основа для прогнозирования месторождений полезных ископаемых // Эндогенное оруденение в подвижных поясах. Мат. мел<д. науч. конф. Екатеринбург: ИГГ УрО РАН, 2007. С. 13-17. Кисин А.Ю. Особенности и эволюция общекоровой складчатости // Изменяющаяся геологическая среда: пространственно-временные взаимодействия эндогенных и экзогенных процессов: Мат. Межд. конф. Т. 1. Казань: КГУ, 2007. С. 104-108. Кисин А.Ю. Общекоровая складчатость мобильных поясов и горообразование // Общие и региональные проблемы тектоники и геодинамики. Мат. XLI Тект. сов. Т. 1. Москва: ГЕОС, 2008. С. 400-404.

Кисин А.Ю. Общекоровая складчатость и рудообразование // Рудогенез. Сб. науч. ст.

Мат. Межд. конф. Миасс-Екатеринбург: УрО РАН, 2008. С. 133-137.

Кисин А.Ю. Опыт дешифрирования кольцевых структур в архейских толщах

Центрального Мадагаскара и их возможная природа // Структурно-вещественные

комплексы и проблемы геодинамики докембрия фанерозойских орогенов. Мат.

Межд. науч. конф. Екатеринбург: ИГГ УрО РАН, 2008. С. 47-50.

Кисин А.Ю. Раннепермский структурный план восточной окраины Русской

платформы с позиций общекоровой складчатости // Геология и полезные ископаемые

Западного Урала: Пермь, 2008. С. 11-15.

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

Кисин А.Ю. Роль общекоровой складчатости в образовании месторождений полезных ископаемых в осадочных бассейнах платформенных областей // Типы седиментогенеза и литогенеза и их эволюция в истории Земли. Мат. 5-го Всерос. литолог. сов. Т. 1. Екатеринбург: ИГГ УрО РАН, 2008. С. 301-303. Кисин А.Ю. Метаморфические минералы в платформенном чехле Волго-Уральской антеклизы: проблема происхождения и возможное решение // Типоморфные минералы и минеральные ассоциации - индикаторы масштабности природных и техногенных месторождений и качества руд. Мат. Всерос. науч. конф. Годичное собрание РМО. Екатеринбург: ИГГ УрО РАН, 2008. С. 47-50. Кисин А.Ю. Глянцевые поверхности на зернах минералов // Там же. С. 43-46. Кисин А.Ю. Общекоровая складчатость - условия образования // Связь поверхностных структур земной коры с глубинными. XIV Межд. конф. Петрозаводск: Карельский НЦ РАН. Ч. 1. 2008. С. 258-261.

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

Кисин А.Ю. Осинский блок: проблема образования // Проблемы минералогии, петрографии и металлогении. Сб. ст. Вып. 12. Пермь: ILL У, 2009. С. 277-285. Кисин А.Ю. Клиновидные формы Сафьяновского рудного поля // Там же. С. 271-277. Кисин А.Ю. Структурный план Волго-Уральской антеклизы в зоне динамического влияния Урала // Геология и минеральные ресурсы европейского северо-востока России: Мат. XV Геол. съезда Респ. Коми. Т. II. Сыктывкар: ИГ Коми НЦ УрО РАН, 2009. С. 119-121.

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

Подписано в печать 01.10. 2009. Формат 60x84/16. Бум. Офс. Усл. печ. л. 2,0 Тираж 140 экз. Заказ 155.

Размножено с готового оригинала-макета в типографии

ООО «ИРА УТК», 620219, Екатеринбург, ул. Карла Либкнехта, 42

Содержание диссертации, доктора геолого-минералогических наук, Кисин, Александр Юрьевич

Введение

Оглавление

Глава 1. Состояние проблемы.

1.1. История вопроса.

1.2. Глубинная складчатость.

1.3. Экспериментальные исследования складкообразования.

1.4. Строение и состав земной коры.

1.5. Тектоническая и реологическая расслоенность земной коры.

1.6. Подвижность земной коры.

1.7. Экспериментальные исследования реологических свойств горных пород.

Выводы.

Глава 2. Модель образования блоковой складчатости.

2.1. Проблема надвигов и взбросов в земной коре.

2.2. Потеря изгибной устойчивости коры при горизонтальном сжатии.

2.3. Экспериментальные исследования деформаций при блоковой складчатости

2.4. Некоторые общие положения блоковой складчатости.

2.5. Трехмерная (объемная) модель блоковой складчатости.

2.6. Регрессивный этап

2.7. Завершение общекоровой блоковой складчатости.

2.8. Особенности и признаки блоковой складчатости.

2.9. Общекоровая блоковая складчатость как основа для прогнозирования месторождений полезных ископаемых

Выводы

Глава 3. Гранито-гнейсовые комплексы Урала как пример положительных изгибов коры мобильных поясов

3.1. Главный гранитный пояс Урала.

3.2. Кочкарский метаморфический комплекс.

3.3. Суундукский метаморфический комплекс.

3.4 Мурзинско-Адуйский метаморфический комплекс.

Выводы

Глава 4. Брекчии, мегабрекчии и тектонические клинья в структурах рудных месторождений Урала

4.1. Краткие сведения о геологии Сафьяновского месторождения и его окружения.

4.2. Разрывные нарушения в Сафьяновском карьере.

4.3. Хрупкие деформации пород и рудные тела.

4.4. Воронцовское месторождение золота.

Выводы.

Глава. 5. Блоковая складчатость восточной окраины Русской платформы и ее минерагения

5.1. Введение.

5.2. Волго-Уральская антеклиза: основные черты геологического строения.

5.3. Глубинное строение Кунгурско-Красноуфимского свода и его окружения.

5.4. Минералогия Уфимского плато.

5.5. Дырчатые брекчиевые известняки и проблема их образования.

5.6.1. Локальные минералогические аномалии на Уфимском плато.

5.6.2. О некоторых проблемах минералогии и петрографии Уфимского плато.

5.6.3. Геохимические исследования глин и дырчатых брекчиевых известняков

5.7. Перспективы Уфимского плато на полезные ископаемые.

5.8. Осинский блок.

5.9. Перспективы блоков отрицательного изгиба платформенной коры на полезные ископаемые.

Выводы.

Введение Диссертация по наукам о земле, на тему "Закономерности размещения и прогноз месторождений полезных ископаемых на основе модели блоковой складчатости"

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

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

Изучению связей между структурами земной коры и синтектоническими геологическими процессами, особенно рудомобизующими и рудообразующими, направлены исследования, изложенные в данной работе.

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

1. Роль блоковой складчатости:

- в дестабилизации и структурно-вещественных преобразований земной коры;

- в подготовке рудовмещающих структур;

- в создании рудомобилизирующих факторов и условий направленного перемещения рудного вещества

2. Минерагеническая специализация блоков положительного и отрицательного изгиба.

4. Границы использования модели блоковой складчатости для прогнозирования МПИ.

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

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

3. Блоковая складчатость подчиняется принципу унаследованности.

Практическая значимость. Модель блоковой складчатости позволяет:

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

Публикации и апробация результатов работы. По теме диссертации имеется 140 публикаций, в т ч. 1 монография и 11 статей в рецензируемых журналах по списку ВАК. Результаты исследований докладывались на 56 научных конференциях различного ранга (Региональных, Всесоюзных, Российских и Международных). Среди них: II Уральское металлоген сов. «Геодинамика и металлогения Урала» (Свердловск, 1991); 6-я Зоненшайновская конф по плейттектонике (Москва, 1998); XIII Геол. съезд Респ. Коми (г. Сыктывкар, 1999); П1 Всеурал. металлоген. сов. (Екатеринбург, 2000);

Геология и полезные ископаемые Западного Урала» (Пермь, 2000-2009); Уральская летняя мин. школа (Екатеринбург, 2000, 2005, 2008); Межд. науч. конф. (Чтения А.Н. Заварицкого) (Екатеринбург, 2001-2009); V Межд. конф. "Новые идеи в науках о Земле" (Москва, 2001); «Алмазы и алмазоносность Тимано-Уральского региона», Всерос. сов. (Сыктывкар, 2001); «Дегазация Земли: геодинамика, геофлюиды, нефть и газ», Межд. конф. пам. П.Н. Кропоткина (Москва, 2002). «Генезис нефти и газа», Всерос. конф. (Москва, 2003 , 2006, 2008); «Углерод, минералогия, геохимия и космохимия», Межд. конф. (Сыктывкар, 2003); «Напряженно-деформированное состояние и сейсмичность литосферы», Всерос. сов. (Иркутск, 2003); «Вулканизм и геодинамика», 2-й Всерос. симп. по вулканологии и палеовулканологии (Екатеринбург, 2003); «Геология и минеральные ресурсы европейского северо-востока России», XIV Геол. съезд Респ. Коми (Сыктывкар, 2004); Тектоническое сов. (Москва, 2005-2008); «Строение, геодинамика и минерагенические процессы в литосфере» 11-й Межд. науч. конф. (Сыктывкар, 2005); Межд. науч. конф. (Чтения памяти С.Н. Иванова), (Екатеринбург, 2006, 2008). 7 Урал. per. литолог. сов. (Екатеринбург, 2006); «Углеводородный потенциал фундамента молодых и древних платформ: Перспективы нефтегазоносности фундамента и оценка его роли в формировании и переформировании нефтяных и газовых месторождений», Межд. науч. конф. (Казань, 2006); «Геодинамика формирования подвижных поясов Земли», Межд. науч. конф. (Екатеринбург, 2007). Межд. конф. «Изменяющаяся геологическая среда: пространственно-временные взаимодействия эндогенных и экзогенных процессов (г. Казань; 13-16 ноября, 2007 г.). Межд. конф. «Рудогенез» (2-7 февр. 2008 г, г. Миасс.). Межд. минералог, семинар «Структура и разнообразие минерального мира». (Сыктывкар, 2008). 5-го Всерос. литолог. сов. (Екатеринбург, 14-16 октября 2008 г.) «Типы седиментогенеза и литогенеза и их эволюция в истории Земли». (Екатеринбург, 2008). Годичное собрание РМО. (Екатеринбург:, 2008). VII Межрег. науч.-практ. конф. «Геология, полезные ископаемые и проблемы геоэкологии Башкортостана, Урала и сопредельных территорий». (Уфа, 19-21 ноября, 2008). XIV Межд. конф. «Связь поверхностных структур земной коры с глубинными». (Петрозаводск, 2008). «Проблемы минералогии, петрографии и металлогении». Науч. чтения памяти П.Н.

Чирвинского. (Пермь, 2002, 2004-2009). XV Геол. съезд Респ. Коми «Геология и минеральные ресурсы европейского северо-востока России: (Сыктывкар, 2009). Объем и структура работы. Структура работы определяется раскрытием основных защищаемых положений и состоит из введения, 5 глав, заключения, списка литературы из 382 наименований и приложения. Объем работы 457 стр., из них 409 стр. текста с 187 рисунков и 9 таблиц.

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

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

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

В заключении сформулированы основные результаты исследований.

Защищаемые положения

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

Гпава 1. Состояние проблемы

Использование прогнозно-поискового комплекса для выявления МПИ возможно лишь при наличии пространственно-временных закономерностей. Любой геодинамический режим структурирует геологическую среду по-своему, что находит свое отражение в структурных ансамблях (парагенезах). В данной работе рассматривается только режим ориентированного горизонтального сжатия, который характерен для коллизионных процессов. Признаками горизонтального сжатия считаются надвиги и некоторые типы складчатости.

1.1. История вопроса

То, что земная кора способна деформироваться — общеизвестный факт. Полевая геология обладает огромным массивом фактического материала по деформированности как малых объемов, например, минерального индивида, так и крупных регионов, например, Урал, Альпы, Аппалачи и другие горные системы. Все эти факты были известны еще в самом начале становления геологии, как науки. И, вероятно, самым ярким примером деформированности пород земной» коры является складчатость осадочных и метаморфических пород.

Складчатость как таковая всегда интересовала исследователей и по вопросу ее происхождение имеется множество мнений, в том числе и весьма авторитетных исследователей. Изучение складчатости и вопросы ее образования были одними из основных проблем геологии со времен ее основания. Исследователи охотно моделируют складчатость, как на простых, так и на весьма сложных материалах. В этой области накоплен большой фактический материал. Правда, все это касается, главным образом, только складчатости осадочного чехла и некоторых метаморфических пород. Именно эта складчатость является доступной для непосредственного наблюдения на природных объектах. Именно она изучена до мельчайших подробностей. И именно по поводу происхождения этой складчатости проводились многочисленные научные форумы различного ранга и неоднократно возникали острые дискуссии и баталии между исследователями. Но, несмотря на это исследователи отмечают, что «Проблема условий образования складчатости в земной коре является одной из самых старых нерешенных проблем геологии» [Белоусов, 1962, с. 3]. «Наиболее труднообъяснимой особенностью складчатых комплексов является правильная повторяемость в пространстве антиклиналей и синклиналей» [Ажгирей, 1956, с. 181].

Долгое время основную причину образования складчатости связывали либо с вертикальными, либо с горизонтальными движениями земной коры, в зависимости от господствующей в это время геодинамической концепции. Например, в период господства «нептунистических идей», складчатость объяснялась вертикальными движениями. Начиная с Эли де Бомона (1829), образование складчатости связывалось со значительными горизонтальными сокращениями поверхности земной коры в рамках господствующей контракционной концепции развития Земли. Открытие крупных шарьяжей в Альпах принималось как новое доказательство значительных сокращений ширины складчатых зон (А. Гейм, М. Люжон, Л. Кобер). С позиций «контракционной гипотезы» - горизонтальные (тангенциальные) напряжения сжатия кажутся естественными и понятными: осадочные породы при укорочении слоев (при сжатии вдоль напластования) сминаются в складки разного масштаба. Однако накопление фактического материала выявило неразрешимые противоречия, необъяснимые в рамках контракционной гипотезы. С крахом этой гипотезы рухнули и представления о связи складчатости с тангенциальным сжатием.

С позиций гипотезы «дрейфа континентов» складчатость образовывалась за счет горизонтального сжатия крупных участков земной коры при сближении континентов (Д. Джоли, А. Вегенер, Р. Штауб, Д. Григгс и др.). Во всех этих гипотезах толщина земной коры принималась около 50-100 км. В представлениях сторонников гипотезы гравитационного тектогенеза, предложенного Э. Хаарманом (1930) и Р. Ван-Беммеленом (1933), складчатость и надвиги образуются в результате оползания и растекания горных масс, приподнятых при вертикальных движениях коры.

Пришедшая ей на смену «геосинклинальная гипотеза» ставку сделала опять на вертикальные движения, считая горизонтальные движения в земной коре вторичными. Становление и развитие этой гипотезы совпало по времени с бурным, революционным развитием науки и техники. Интенсивно изучалась геология континентов, прежде всего в отношении перспектив на месторождения наиболее значимых для промышленности' полезных ископаемых: энергетическое и агропромышленное сырье, руды черных, цветных и благородных металлов, алмазов и других. Активно разрабатывались методы прогнозирования и оценки месторождений, в которых структурный контроль является одним из ведущих. Составлялись геологические карты разного масштаба и назначений, в основе которых, как правило, лежали геологические структуры. Здесь уместно привести высказывание М.М. Тетяева [1938] «. можно только напомнить, что в основе не только поисков • и разведок тех или- иных полезных ископаемых, но и методов их эксплоатации лежит понимание структурных отношений данного месторождения и района-его распространения» (с. 5). Структурный-контроль оруденения стал одним из основополагающих, особенно в нефтегазовой поисковой геологии^ В связи с этим, изучению складчатости в этот период придавалось^ весьма, большое- значение, и создавались крупные научные школы и коллективы,для-исследований.складчатости всеми возможными методами. Кроме этого, как отметил В.В. Белоусов [1962]. «Значение ее далеко выходит за пределы вопроса складчатости как таковой. От представлений о причинах и механизме складкообразования во многом зависят наши значительно более общие представления о развитии Земли в целом' и о характере самых основных процессов, развивающихся в земных недрах» (с. 3). Итогом этих исследований явились современные теории складкообразования.

Геолого-геофизические исследования в последние 100 лет охватили глубокие горизонты коры и внутренние геосферы.Земли, включая нижнюю мантию и ядро; с континентов переместились на океаническое дно. Масштабы геологических исследований к концу 20-ого века достигли, вероятно, своего пика. В этот период были сделаны и наиболее крупные геологические открытия, связанные с геологией дна океанов и внутренних геосфер Земли. Появилось множество фактов латерального перемещения материала. Геосинклинальная гипотеза могла объяснить горизонтальное перемещение вещества лишь гравитационным соскальзыванием с возвышенных участков в пониженные формы рельефа или вертикальным расплющиванием осадочных толщ [Бронгулеев, 1945; Белоусов, 1948, 1962 и др.].

Итогом накопления фактического материала, не укладывающегося в рамки геосинклинальной гипотезы, явилось становление концепции «Новой глобальной тектоники» или «Тектоники литосферных плит». Если все предыдущие геодинамические гипотезы «проверялись» на объяснении образования складчатости, то плейттектоническая концепция на первых порах ее просто проигнорировала. Лишь позднее, преимущественно в англоязычной литературе, появились понятия типа «тонкокожая и толстокожая тектоника». «Тонкокожая тектоника» и должна была восполнить этот образовавшийся пробел. Ярким выражением подхода к решению проблем образования складчатости с позиций тектоники литосферных плит является гипотеза «шарьяжно-надвиговой тектоники», активно развиваемая М.А. Камалетдиновым с соавторами [Камалетдинов, 1974; Камалетдинов и др., 1981 и др.]. Однако она в состоянии непротиворечиво объяснить только некоторые типы складчатости, связанные с покровно-надвиговыми структурами.

Проблема образования складчатости осталась не до конца решенной, что порождает рождение новых гипотез. В представлениях Е.П. Успенского [Успенский, 2002] механизмы образования складчатости в подвижных поясах видятся в следующем виде. «Восходящие термофлюидные потоки, воздействуя на мантию и земную кору, инициируют магматизм, метаморфизм, фазовые переходы, образование плотностных неоднородностей, изменение состава коры, определяют геодинамику тектоносферы и структурообразование. Ранним стадиям тектонического цикла отвечают условия разогревания, роста объема верхней мантии и растяжения коры. Эта обстановка позже сменяется контракцией мантии, сопровождаемой сжатием земной коры и начальными фазами складкообразования. Кора сжимаясь, утрачивает проницаемость и аккумулирует остаточное тепло. Разворачиваются гранитизация, метаморфизм с сопутствующими разуплотнением и горизонтальным растеканием материала коры. Максимум деформации пород в стадию инверсии объясняется контрастно различными динамическими обстановками в коре (разуплотнение) и мантийном субстрате» (С. 3). Здесь подкупает простота и кажущаяся логичность. Но такая модель подразумевает симметричность системы, что в реальных складчатых поясах наблюдается редко. Кроме того, эта гипотеза не объясняет линейность структур, возникновение шарьяжно-надвиговой тектоники, горообразования и многое другое.

Заключение Диссертация по теме "Геология, поиски и разведка твердых полезных ископаемых, минерагения", Кисин, Александр Юрьевич

Выводы

Из вышеизложенного фактического материала и теоретических построений можно сделать следующие выводы.

1. Восточно-Европейская плита в позднепалеозойское время испытала активизацию и деформации в зоне динамического влияния Урала.

2. Стиль платформенных деформаций непротиворечиво объясняется моделью блоковой складчатости.

3. Блоки положительного изгиба (Кунгурско-Красноуфимский, Камский и Коми-Пермяцкий своды) представляют интерес в отношении поисков коренных месторождений алмазов и, возможно, комплексных титан-циркониевых россыпей. Мелкие алмазы и минералы-спутники установлены на Коми-Пермяцком своде [Морозов и др., 2006; Осовецкий, 2007; Мелкие алмазы., 2008].

4. Блоки отрицательных изгибов (Осинская и Бирская впадины) благоприятны для размещения месторождений углеводородов, что для палеозойского разреза уже доказано практикой. Крупные скопления углеводородов могут иметь место в рифей-вендской части разреза на участках осевых тектонических клиньев. Возможно, что осевые тектонические клинья этих впадин могут нести рудную минерализацию.

Заключение

Теоретическое обоснование и экспериментальное моделирование показывают, что блоковая складчатость существует и, по мнению автора, широко проявлена в мобильных поясах и на платформенных участках коры, в зоне их динамического влияния. Почти не проявленная в изгибах коры, она оказалась малозаметной для исследователей и обычно объясняется блоковым строением последней. Блоковая складчатость принципиально отличается от «блоковой тектоники» и «глыбовой складчатости», поскольку возникает в результате горизонтальных движений, а деформациями охвачена вся кора в целом, в зоне действия критических тектонических напряжений. В данном случае, блоковое строение земная кора приобретает, в результате действия тектонопары «надвиг-продольный изгиб». Этим не отрицается существование «глыбовой складчатости» и блоковой тектоники. Блоковая складчатость приспосабливается к уже существующим крупным неоднородностям (блокам) в земной коре, в соответствии с «принципом унаследованности» и вызывает их тектоническую активизацию. В результате блоковой складчатости деформируемый участок коры приобретает новую структуру, которая является основой прогноза син- и посттектонических месторождения полезных ископаемых.

Блоковая складчатость возникает при условиях: 1) реологической расслоенности коры, и 2) одноосного горизонтального сжатия. Первое условие обеспечивает концепция реологической и тектонической расслоенности земной коры. Второе условие выполняется при коллизионных событиях в мобильных поясах и зонах их динамического влияния. Признаками блоковой складчатости являются линейность, ориентированная согласно общему структурному плану коллизионно-складчатого пояса, близкие размеры блоков, повторяемость в пространстве, синхронность формирования, единый стиль деформаций для блоков одного знака изгиба, метаморфизм, магматизм, металлогеническая специализация и др. Источник энергии тектонический, обусловленный коллизией. Упругая верхняя кора передает напряжения сжатия на расстояния, а изгибы фокусируют ее на ядра складок: в блоках положительного изгиба - на нижнюю часть коры, а в блоках отрицательного изгиба - на верхнюю ее часть. Релаксация напряжений осуществляется всеми возможными способами: тектоническими потоками (пластическими, квазипластическими, катакластическими), метаморфическими реакциями, перекристаллизацией, фазовыми переходами, растворением под давлением и т.п., что характеризует систему как максимально энергоемкую. Все деформации остаточные. Тектоническая энергия трансформируется в другие виды энергии, в т.ч. и тепловую, вызывая быстрый разогрев крупных объемов коры. Возникает резко метастабильная по энергонасыщенности и РТ-условиям система, релаксация которой сопровождается глубокими вещественно-структурными преобразованиями земной коры и ремобилизацией рудных компонентов.

В верхней части блока отрицательного изгиба формируется зона брекчий и мегабрекчий, характеризующаяся большим трещинно-пустотным пространством, которое заполняется метеорными или морскими захороненными водами. Ниже располагается зона бескорневой складчатости и/или объемной трещиноватости. Осевая часть блока осложняется тектоническими клиньями. Отрицательный изгиб создает градиентное поле сжимающих напряжений, убывающих сверху вниз. Это запирающий градиент напряжений, который удерживает флюиды на глубине, что ведет к их перегреву и обогащению рудным веществом, сродственным с С1 и Б (сидерофильные, халькофильные, редкометальные элементы). Источником вещества служат вмещающие породы, нижняя кора и верхняя мантия. Снятие или временное ослабление тектонических напряжений сопровождается движением флюидов на верхние горизонты коры. Наиболее крупные трещины скалывания играют роль рудоподводящих каналов. В зоне объемной трещиноватости, брекчирования и мегабрекчирования происходит смешение глубинных флюидов с метеорными и морскими захороненными водами, их резкое охлаждение, изменение рН среды и окислительно-востановительного потенциала, сопровождающихся рудоотложением. Минерагеническую специализацию блоков в значительной степени определяет вещественный состав коры в зоне циркуляции глубинных вод, формирующийся в доколлизионное время.

В нижней части блоков положительного изгиба создаются условия высокобарического метаморфизма. Положительный изгиб формирует прямой градиент стрессовых напряжений, нарастающих с глубиной, что вызывает перемещение (выжимание) вещества вверх, появление пластических и квазипластических потоков, переносящих тепловую и химическую энергию на верхние горизонты коры. Сохранение глубинного корня обеспечивает высокое давление в головной части этих потоков, которые на верхних горизонтах коры становятся источниками стрессовых напряжений и тепловой энергии, формируют куполовидные структуры и являются центрами зонального высокоградиентного метаморфизма. Процессы гранитизации сопровождаются выносом в околокупольное пространство ряда рудных и петрогенных химических элементов (Бе, Аи, и др.). В ядрах куполовидных структур накапливаются флюиды, обогащенные легколетучими элементами (Ве, 1л, Бп, Та, №> и др.). Над купольными структурами образуются крутопадающие трещины растяжения, заполняемые кварцем. На прогрессивном этапе процесса они испытывают деформации, метаморфизм и перекристаллизацию (грануляция кварца). Снятие тектонических напряжений сопровождается падением давления в ядрах куполовидных структур, сопровождающееся процессами анатексиса и ультраметаморфизма. Анатектические расплавы, наиболее богатые летучими компонентами, формируют дайковый комплекс гранитов и пегматитов (с редкометальной, слюдяной, кварцевой и самоцветной минерализацией), приуроченный к трещинам отрыва и скалывания в межкупольных структурах. В надкупольном имеет место пневматолито-гидротермальная деятельность (альбитизация, грейзенизация, минеральное заполнение трещин и т.д.), эволюционирующие в процессе длительной посттектонической релаксации системы. Формируется кварцево-жильное поле с горным хрусталем. На поздних этапах этими процессами охватываются и ядра куполовидных структур. Золото, отогнанное процессами гранитизации в околокупольное пространство, испытывает ремобилизацию и переотложение, с образованием рудных концентраций [Мурзин и др. 1991]. Таким образом, блоки положительного изгиба специализированы на нерудные полезные ископаемые, золото, редкие элементы.

На восточном склоне Урала примером блока положительного изгиба является Кочкарский метаморфический комплекс. Время заложения ограничивающих его надвигов оценивается поздним девоном. Опускание блока вниз под тяжестью надвигающихся пластин привело к накоплению раннекаменноугольных терригенно-карбонатных и карбонатных отложений, а изгиб блока привел к разогреванию его нижней части и движению флюидов на верхние горизонты коры, где имел место раннекаменноугольный метаморфизм низких давлений. В позднем карбоне имело место формирование куполовидных структур, явившихся центрами высокоградиентного зонального метаморфизма. Процессами гранитизации ряд петрогенных и рудогенных химических элементов, в т.ч. золото, отгонялись в околокупольное пространство. В ядрах куполовидных структур накапливались летучие компоненты. На границе карбона и перми начался регрессивный этап процесса (посттектоническая релаксация системы). В ядрах куполовидных структур возникли анатектические гранитные расплавы, приведшие к становлению дайкового комплекса в около- и межкупольном пространстве, в т.ч. пегматитов с редкометальной и самоцветной минерализацией (Светлинское пегматитовое поле и др.). Над Светлинской куполовидной структурой сформировалось одноименное месторождение горного хрусталя. К западу от Светлинской куполовидной структуры, в лежачем боку надвига сформировалось месторождение золота. Близость куполовидной структуры обеспечила здесь на регрессивном этапе процесса контрастное термоградиентное поле и гидротермальную деятельность, обусловившей ремобилизацию и переотложение золота. Снятие тектонических напряжений повысило проницаемость зоны надвига, по которой глубинные рудоносные флюиды поднимались на верхние горизонты коры. Это, по мнению автора, два основных источника золота, сформировавших Светлинское месторождение.

Раннекаменноугольные известняки на прогрессивном этапе процесса подверглись метаморфизму и преобразованы в мраморы. Сформировались два типа мрамора: кальцитовый и М§-кальцитовый. К М^-кальцитовому мрамору приурочена ранняя генерация рубина (1 тип). На раннем регрессивном этапе в мраморы внедрились дайки гранитов и пегматитов. Вслед за этим имел место Гу^-метасоматоз, в результате которого образовались доломит-кальцитовые мраморы, контролируемые трещинами кливажа и посттектоническими малоамплитудными сдвигами. В условиях Mg-метасоматоза рубины 1 типа замещаются розовой шпинелью. Высокое давление С02 обеспечило образование рубина второй генерации (2 тип). На участках повышенной магнезиальности мраморов образовалась розовая шпинель. Снижение температуры и давления сопровождается усилением пневматолито-гидротермального процесса, в котором главную роль играли фтор и вода. Формируются минерализованные трещины с корундом (3 тип), Cr-паргаситом, флогопитом, фукситом, рутилом, пиритом и другими минералами. Ранее образованные рубины на отдельных участках мраморов замещаются алой шпинелью, которая образует и собственные кристаллы в парагенезисе с флюоритом. При снижении температуры ниже 420°С вместо корунда образуется длиннопризматический диаспор. С пневматолито-гидротермальным процессом связано и образование минерализации розового топаза (с горным хрусталем, турмалином, рутилом и флюоритом), контролируемая зонами тектонических брекчий. С ним же связана, вероятно, минерализация изумрудов и александритов, находки которых имеются на площади блока.

Таким образом, время прогрессивного этапа процесса совпадает со временем позднепалеозой коллизии на Урале, а время регрессивного процесса - со временем постколлизионной релаксации системы.

Сафьяновское цинк-медное сульфидное месторождение, локализованно в блоке отрицательного изгиба, граничащего с Мурзинско-Адуйским (на западе) и Красногвардейским (на востоке) гранито-гнейсовыми массивами (блоки положительного изгиба коры). Месторождение локализовано в депрессионной структуре, выполненной вулканогенно-осадочными породами, датируемыми средним девоном-ранним карбоном. Широко распространены надвиговые структуры, сформированные в условиях горизонтального сжатия. На Черноисточинско-Алапаевском профиле MOB осевая часть блока характеризуется крутым наклоном отражающих площадок, рисующих крупный тектонический клин, с вертикальным размахом около 8 км. Внутри клина отмечается множество крутопадающих отражающих площадок различной вергентности, что характеризует его как область объемной трещиноватости. Система тектонических клиньев отчетливо просматривается и в бортах карьера. Промышленные рудные тела локализованы в висячем борту Восточного разлома, по кинематике отвечающего малоамплитудному взбросу. Руды неметаморфизованные и слаботектонизированные, тогда как вмещающие породы подверглись сильному катаклазу, брекчированию и глубоким гидротермально-метасоматическим преобразованиям. Стиль тектоники коллизионный. Рудная минерализация контролируется разрывными нарушениями (трещины скалывания и отрыва, зоны тектонических брекчий). Вмещающие породы датируются средним девоном. Ниже, по данным бурения, лежат известняки визейского возраста. Следовательно, активная фаза горизонтального сжатия приходится на поствизейское время. Датирование серицитов калий-аргоновым методом дало два максимума: 350 и 267 млн. лет [Язева и др., 1992]. Первую цифру можно объяснить коллизионными событиями на Урале, а вторую постколлизионной релаксацией системы, связанную с подъемом метаморфогенных и рудоносных растворов. По неопубликованным данным A.A. Баталиной, в смежном Мурзинско-Адуйском блоке, на Липовском и Алабашском проявлениях рубина, по флогопиту, мусковиту, фукситу и паргаситу получены возрастные датировки 259-263 млн. лет (калий-аргоновый метод). Таким образом, наблюдается хорошая согласованность гидротермальных процессов регрессивного этапа в смежных блоках отрицательного и положительного изгибов коры. Фактический материал свидетельствует, что основная масса руд на Сафьяновском месторождении отложилась на постколлизионном этапе. Рудовмещающими структурами послужила область объемной трещиноватости. Восточный разлом играл роль рудоподводящего. Рудоносные растворы формировались в нижней части коры, в условиях обратного градиента стрессовых напряжений прогрессивного этапа деформаций. Источником рудного вещества могли служить вмещающие вулканогенно-осадочные и вулканогенные породы, нижняя кора и верхняя мантия. Переход системы к регрессивному этапу вызвал перемещение флюидов на верхние горизонты коры, где в зоне брекчий и мегабрекчий произошло их смешение с метеорными и морскими захороненными водами, приведшее к рудоотложению. В соответствии с этим, тип месторождения определяется как эпитермальный.

Близкая ситуация наблюдается и на Воронцовском месторождении золота, расположенном в Тагильском прогибе на Северном Урале. В пределах месторождения отчетливо видны тектонические структуры трех геодинамических режимов: горизонтального растяжения (доколлизионного), горизонтального сжатия (коллизионного) и тектонического покоя (постколлизионного). Структуры последнего этапа контролируют минерализацию реальгара, с которым ассоциирует промышленная минерализация золота.

Тектоническую активизацию испытала и Восточно-Европейская платформа, в зоне динамического влияния Урала. В качестве примера блока положительного изгиба рассмотрен Кунгурско-Красноуфимский свод, проявленный по кровле артинских отложений. В кунгурское время на площади свода имела место интенсивная дегазация коры, приведшая к образованию дырчатых брекчиевых известняков, содержащих ксеноминералы глубинного происхождения, и диатрем эруптивных брекчий. В связи с дегазацией коры, предполагаются залежи газогидратов. Найдены минералы-спутники алмазов. Минералогия дырчатых брекчиевых известняков и рыхлых отложений данного свода аналогична минералогии мезокайнозойских алмазоносных россыпей Западного Урала. Возможно, что в позднемеловое время часть материала могла сноситься с площади свода на восток. Таким образом, площадь Кунгурско-Красноуфимского свода представляет интерес на поиски коренных месторождений алмаза. Время формирования свода и массовая дегазация коры пришлись на раннепермское время, что можно объяснить завершением коллизионных событий на Урале и активизацией платформенной коры.

Осинская впадина входит в состав Камско-Кинельской системы прогибов, унаследовано развитых на Калтасинском рифейском авлакогене. Впадина несет все признаки блока отрицательного изгиба. Осевую ее часть осложняет Осинский тектонический блок (тектонический клин), прослеженный в осадочном чехле, включая верхнепермские отложения, и кристаллическом фундаменте. Подобные структуры перспективны на различные рудные месторождения, в зависимости от типа и состава коры. Шлиховое опробование и геохимические исследования не противоречат этому. Осевые тектонические клинья благоприятны на крупные месторождения углеводородов, типа месторождения Белый Тигр во Вьетнаме.

Модель блоковой складчатости может успешно использоваться для прогноза и разведки эндогенных месторождений различных полезных ископаемых, сформированных в условиях ориентированного горизонтального сжатия и посттектонической релаксации (коллизионного и постколлизионного этапов).

Библиография Диссертация по наукам о земле, доктора геолого-минералогических наук, Кисин, Александр Юрьевич, Пермь

1. Аэ/сгирей Г.Д Структурная геология. М.: МГУ, 1956. 493 с.

2. Алейников А.Л., Белавнн О.В., Булашевич Ю.П. и др. Горизонтальные напряжения и тектогенез Урала // Глубинное строение Урала и сопредельных регионов. Свердловск: Изд-во УрО АН СССР, 1988. С. 106-113.

3. Алшрэ/санов A.A., Фон-дер-Флаасс Г.С., Торбеева Т.С. Рудно-метасоматический комплекс диатрем Ангарской провинции как продукт «базификации» осадочного чехла Сибирской платформы // Вулканизм и геодинамика. Екатеринбург: ИГГ УрО РАН, 2003. С. 464-468.

4. Анфилогов В.Н. О признаках механического и химического воздействия на кристаллы алмазов месторождений Урала // ЗВМО. 2004. Ч. CXXXIII. № 3. С. 105108.

5. Арган Э. Тектоника Азии. М., Л.: ОНТИ, 1935. 192 с.

6. Артюшков E.B. Физическая тектоника. М.: Наука, 1993. 456 с.

7. Архангельский А.Д. Геологическое строение и геологическая история СССР. М.: Гостоптехиздат, 3-е изд. Т. 1, 1941. 451 с.

8. Архангельский А.Д. К вопросу о покровной тектонике Урала // БМОИП. Отд. геол. 1932. Т. Х(1). С. 103-111.

9. Архипов В.И., Ахмадиев Ю.Х., Овдина Г.К, Огаринов И.С. Аномалии силы тяжести и глубинная тектоника Южного Урала // Глубинное строение Урала. М.: Наука, 1968. С. 94-100.

10. Афанасьев В.П., Зинчук H.H., Похиленко H.H. Морфология и морфогенез индикаторных минералов кимберлитов. Новосибирск: Филиал «Гео» Изд-ва СО РАН, Издательский дом «Манускрипт», 2001. 276 с.

11. Афанасьев В.П., Логвинова A.M., Зинчук H.H. Эффект коррозионного растрескивания мантийных минералов // Изв. ВУЗ: Геология и разведка. 2000. № 3. С. 43-52.

12. Бакиров А.Б., Укудеев Т. О природе орогенических зональных метаморфических ореолов // Геология метаморфических комплексов. Свердловск: Изд-во СГИ, 1982. С. 12-18.

13. Бачманов Д.М., Говорова Н.Н, Скобелев С. Ф., Трифонов В.Г. Неотектоника Урала (проблемы и решения) // Геотектоника. 2001. № 5. С. 61-75.

14. Безруков П.Л. К открытию мезозойских отложений на Уфимском плато // Изв. АН СССР, сер. Геологическая. 1938. № 5-6. С. 699-708.

15. Белевцев Я.Н. Метаморфогенное рудообразование. М.: Недра, 1979. 275 с.

16. Белов C.B., Бурмистров A.A., Фролов A.A. Тектоническая позиция, тектонофизические условия формирования и рудоносность массивов ультраосновных щелочных пород и карбонатитов // Отечественная геология. 1999. № 1. С. 24-32.

17. Белоконь Т.В., Горбачев В.И., Балашова М.М. Строение и нефтегазоносность рифейско-вендских отложений востока Русской платформы. Пермь: ИПК "Звезда", 2001. 108 с.

18. Белоусов В.В. Основные вопросы геотектоники. М.: Госгеолтехиздат, 1954. 606 с.

19. Белоусов В.В. Основы геотектоники. М.: Недра, 1975. 264 с.

20. Белоусов В.В. Проблема происхождения складчатости // Складчатые деформации земной коры, их типы и механизм образования. М.: Изд. АН СССР, 1962. С. 3-8.

21. Бембелъ P.M., Мегеря В.М., Бембелъ М.Р. Геосолитоны и дегазация Земли // Дегазация Земли: геодинамика, геофлюиды, нефть и газ. М.: ГЕОС, 2002. С. 95-97.

22. Берлянд Н.Г. Глубинное строение и эволюция литосферы Урала. СПб.: Изд-во ВСЕГИ, 2007. 256 с.

23. Берлянд Н.Г. О палеореконструкциях глубинного строения земной коры Урала // Сов.геология. 1982. № 11. С. 78-89.

24. Берлянд Н.Г. Районирование Урала по типу строения земной коры // Сов. геология. 1990. №4. С. 81-91.

25. Блинова Т.С. Прогноз reo динамически неустойчивых зон. Екатеринбург: УрО РАН, 2003. 163 с.

26. Богданов A.A., Келлер Б.М., Хатъянов Ф.М. Тектоника промежуточной области (Западный склон). Предуральский прогиб // Геология СССР. T. XIII. Башкирская ССР и Оренбургская область. Ч. I. Геологическое описание. М.: Недра, 1964. С. 544554.

27. Богданова C.B. Земная кора Русской плиты в раннем докембрии (на примере

28. В о лго-Уральского сегмента). М.: Наука, 1986. 224 с.

29. Божко H.A., Постников A.B., Щипанский A.A. Геодинамическая модель формирования Восточно-Европейской платформы // ДАН. 2002. Т. 386. № 5. С. 651655.

30. Болотов A.A. Пирокластические породы восточной окраины Уфимского плато в пределах Пермской области // Магматизм, метаморфизм и глубинное строение Урала. Ч. 2. Екатеринбург: УрО РАН, 1997. С. 3-6.

31. Болтыров В.Б. Каледоно-варисский цикл регионального метаморфизма палеозойской геосинклинали Урала // Геология метаморфических комплексов Урала. Тр. СГИ. Вып. 91. 1973. С. 11-27.

32. Болтыров В.Б., Пыстин A.M., Огородников В.Н. Региональный метаморфизм пород в северном обрамлении Санарского гранитного массива на Южном Урале // Геология метаморфических комплексов Урала. Тр. СГИ. Вып. 91. 1973. С. 53-66.

33. Большой Кавказ в альпийскую эпоху / Отв. ред. Ю.Г. Леонов. М.: ГЕОС, 2007. 368-с.

34. Боидаренко П.И., Лучицкий И.В. О полях напряжения в складках, возникающих вследствие продольного изгиба // Докл. АН СССР. 1969. Т. 188. № 4.

35. Борисов С.О. Слои парадоксального состояния геологической среды // Сов. геология. 1990. №4. С. 92-102.

36. Борняков С.А., Шерман С.Pl., Гладков A.C. Структурные уровни деструкции в сдвиговой зоне и их отражение во фрактальных размерностях (по результатам физического моделирования) // Докл. АН. 2001. Т. 377. № 1. С. 72-75.

37. Бочкарев В.В., Пучков В.Н., Язева Р.Г. Колчеданное оруденение в позднепалеозойском ретрошарьяже на Среднем Урале // Докл. АН СССР. 1991. Т. 317. №3. С. 684-688.

38. Бронгулеев В.В. О мелкой складчатости на востоке Русской платформы // Сов. геология. 1947. № 16. С. 34-59.

39. Ваганов В.И., Голубев Ю.К., Захарченко О.Д., Голубева Ю.Ю. Современное состояние проблемы коренных первоисточников алмазных россыпей западного склона Урала // Руды и металлы. 2004. № 4. С. 5-17.

40. Ваганов В.И., Голубев Ю.К., Щербакова Т.Е. и др. Природа «туффизитов»

41. Среднего Тимана в связи с проблемой коренных источников алмазов // Москва: ЦНИГРИ, 2001. 50 с.

42. Ваганов В.И., Иванкин П.Ф., Кропоткин H.H. и др. Взрывные кольцевые структуры щитов и платформ. М.: Недра, 1985. 200 с.

43. Валеев Р.Н. Авлакогены Восточно-Европейской платформы. М.: Недра, 1978. 152с.

44. Валеев Р.Н. Тектоника Вятско-Камского междуречья // М.: Недра, 1968. 117 с.

45. Валеев Р.Н. Тектоника и минерагения рифея и фанерозоя Восточно-Европейской платформы. М.: Недра, 1981. 215 с.

46. Васильев Е.П., Резницкий JI.3., Бараш И.Г. Динамическая интерпретация зональных метаморфических комплексов // Тектоника, геодинамика и процессы магматизма и метаморфизма. Т. 1. М.: ГЕОС, 1999. С. 114-117.

47. Видяпин Ю.П., Лаубенбах Е.А. Пример нетрадиционных нефтекимберлитовых районов углеводородных скоплений // Генезис нефти и газа. М.: ГЕОС, 2003. С. 6062.

48. Вопросы изучения планетарной трещиноватости // Сб. статей, Географическое общество СССР. Ленинград, 1976. 103 с.

49. Галимов Э.М., Кудин A.M., Скоробогатский В.Н и др. Экспериментальное подтвер-ждение синтеза алмаза в процессе кавитации // ДАН. 2004. Т. 395. № 2. С.187-191.

50. Гафаров P.A. Строение докембрийского фундамента севера Русской платформы. Труды ГИН АН СССР, вып. 85, 1963. 212 с.

51. Генезис нефти и газа. М.: ГЕОС, 2003. 432 с.

52. Геншафт Ю.С. Внутренние факторы тектонической мобильности литосферы платформ // Геотектоника. 1996. № 4. С. 13-24.

53. Геологическое строение СССР и закономерности размещения полезных ископаемых. Т. 1. Русская платформа / Под ред. В.Д. Наливкина и К.Э. Якобсона. Л.: Недра, 1985. 356 с.

54. Геология Татарстана: Стратиграфия и тектоника. М.: ГЕОС, 2003. 402 с.

55. Геотраверс «ГРАНИТ»: Восточно-Европейская платформа Урал - Западная Сибирь (строение земной коры по результатам комплексных геолого-геофизических исследований) / Под ред. С.Н. Кашубина. Екатеринбург, 2002. 312 с.

56. Гзовский М.В. Основы тектонофизики. М.: Наука, 1975. 536 с.

57. Глубинное строение и геодинамика Южного Урала (проект Уралсейс). Тверь: Изд-во ГЕРС, 2001. 286 с.

58. Глубинные исследования докембрия востока Русской платформы. Сб. статей. Казань: Татарское кн. изд-во, 1980. 176 с.

59. Голубева И.И. Магматогенные флюидизатно-эксплозивные образования севера Урала. Екатеринбург: УрО РАН, 2003. 140 с.

60. Голубева И.И., Махлаев JI.B. Интрузивные пирокластиты севера Урала (туффизиты, эксплозивные брекчии, валунные дайки, псевдоконгломераты). Сыктывкар, 1994. 98 с.

61. Гончаров М.А. Механизм геосинклинального складкообразования. М.: Недра, 1988. 264 с.

62. Гончаров М.А., Талицкий В.Г., Галкин В.А., Фролова Н.С. Деформационно-химические парагенезы и структурно-метаморфическая зональность // Геотектоника. 1995. № 2. С. 49-60.

63. Гончаров М.А., Талицкий В.Г., Фролова Н.С. Введение в тектонофизику: Учебное пособие. М.: КДУ, 2005. 496 с.

64. Горяинов П.М., Давиденко И.В. Тектоно-кессонный эффект в массивах горных пород и рудных месторождений важное явление геодинамики // Докл. АН СССР. 1979. Т. 247. №5. С. 1212-1215.

65. Грабежев А.И. Подрудные метасоматиты цинк-медно-колчеданных месторождений Урала (на примере Гайского и Сафьяновского месторождений) // Литосфера. 2004. № 4. С. 76-88.

66. Грабеэюев А.И., Молошаг В.П., Сотников В.И. и др. Метасоматический ореол

67. Сафьяновского Zn-Cu колчеданного месторождения, Средний Урал // Петрология. 2001. Т. 9. №3. С. 204-220.

68. Григорьев H.A. Среднее содержание химических элементов в горных породах, слагающих верхнюю часть континентальной коры // Геохимия. 2003. № 7. С. 785792.

69. Громин В.И. Малые структурные формы и палеореологические реконструкции (на примере Восточного Забайкалья). М.: Наука, 1970. 144 с.

70. Данилович В.Н. Аркогенный тип надвигов // Геология и геофизика. 1963. № 2. С. 3-11.

71. Дегазаг^ия Земли: геодинамика, геофлюиды, нефть и газ. М.: ГЕОС, 2002. 472 с.

72. Демина Л.И., Каменский С.А. К проблеме докембрия Сысертско-Ильменогорского блока Южного Урала // Структурно-вещественные комплексы и проблемы геодинамики докембрия фанерозойских орогенов. Екатеринбург: ИГГ УрО РАН, 2008. С. 24-27.

73. Демина Л.И., Короновский Н.В. Геодинамические следствия процессов гидратации-дегидратации в земной коре // Тектоника, геодинамика и процессы магматизма и метаморфизма. Т. 1. М.: ГЕОС, 1999. С. 235-238.

74. Джейке А., Луис Дж., Смит К. Кимберлиты и лампроиты Западной Австралии. М.: Мир, 1989. 430 с.

75. Дмитриевский А.Н., Валяев Б.М. Локализованные потоки глубинных углеводородных флюидов и генезис скоплений газогидратов // Дегазация Земли: геодинамика, геофлюиды, нефть и газ. М.: ГЕОС, 2002. С. 319-322.

76. Добрецов Н.Л. Введение в глобальную петрологию. Новосибирск: Наука, 1980. 200 с.

77. Дорофеев Н.В. Геологическое строение северной части Уфимского плато (район pp. Шуртана и Сараны) // Тр. ВНИГРИ, Новая серия, Вып.44, 1950. С. 61-144.

78. Дружинин B.C., Каретин Ю.С. О природе надвигов западного склона Урала с позиции глубинного строения земной коры // Строение, геодинамика и минерагенические процессы в литосфере. Сыктывкар: Геопринт, 2005. С. 99-102.

79. Дружинин B.C., Рыбалка В.М., Халевин НИ. Результаты глубинных сейсмических зондирований на свердловском пересечении и перспективы дальнейшихисследований Урала // Глубинное строение Урала. М.: Наука 1968. С. 69 79.

80. Дружинин C.B., Осипов В.Ю., Первушин A.B. О поисках углеводородов в юго-западной части Свердловской области // Разведка и охрана недр. 2004. № 2. С. 29-33.

81. Екимова Т.Е., Лаврова Л.Д. Надеясдина Е.Д. и др. Новый тип коренных месторождений алмазов // Руды и металлы. 1992. № 1. С. 69-80.

82. Ержанов Ж.С., Егоров А.К., Гарагаш И.А., Искакбаев А., Кокскалов К. Теория складкообразования в земной коре. М.: Наука, 1975. 239 с.

83. Жабин А.Г. Сингенез и метаморфизм карбонатитов. М.: Наука, 1971, 167 с.

84. Жатнуев Н.С. Трещинные флюидные системы в зоне пластических деформаций // ДАН. 2005. Т. 404. № 3. С. 380-384.

85. Знаменский С.Е. Позднеколлизионные транспрессивные и транстенсивные структурные парагезисы Магнитогорского мегасинклинория (Южный Урал) // Области активного тектогенеза в современной и древней истории Земли. Т. 1. М.: ГЕОС, 2006. С. 241-243.

86. Знаменский С.Е. Структурные условия формирования коллизионных месторождений золота восточного склона Южного Урала // Дисс.на соиск.д. г.-м. н. Москва, 2008. 352 с.

87. Золоев К.К., Рапопорт М.С., Попов Б.А. и др. Геологическое развитие и металлогения Урала. М.: Недра, 1981. 256 с.

88. Зубарев Б.М. Дайковый тип алмазных месторождений. М.: Недра, 1989. 183 с.

89. Зубков A.B. Напряженное состояние земной коры Урала // Литосфера. 2002. № 3. С. 3-18.

90. Зубович A.B., Макаров В.И., Кузиков С.И. и др. Внутриконтинентальное горообразование в Центральной Азии по данным спутниковой геодезии // Геотектоника. 2007. № 1. С. 16-29.

91. Ибламинов Р.Г. Минерагеодинамические основы прогнозирования месторождений твердых полезных ископаемых. Автореф. дисс. на соиск. д. г.-м.н. Пермь, 2002. 38 с.

92. Иванов КС. Современная структура Урала результат послепалеозойского растяжения земной коры // Геология и геофизика. 1998. Т. 39. № 2. С. 204-210.

93. Иванов С.Н. О байкалидах Урала // Докл. АН СССР. 1977. Т. 237. № 5. С. 1144

94. Иванов С.Н. О реологических моделях земной коры; критическое рассмотрение. Екатеринбург: ИГГ УрО РАН, 1998. 41 с.

95. Иванов С.Н. Роль флюидов в реологической стратификации земной коры с учетом данных сверхглубокого бурения. Кольская скважина СГ-3. Екатеринбург: ИГГ УрО РАН, 2002. 152 с.

96. Ивишн В.М., Заварзин Б. А. Сейсморазведка древних протерозойских толщ и поверхности кристаллического фундамента // Геофизика. Спец. вып. 2000. С. 99-105.

97. Каза1щев Ю.В. Структурная геология Предуральского прогиба. М.: Наука, 1984. 185 с.

98. Казанцев Ю.В., Загребина А.И. О методах выделения разрывных нарушений на временных сейсмических разрезах МОГТ // Докл. АН. 2002. Т. 387. № 3. С. 370-373.

99. Казанцев Ю.В., Ka3auijeea Т.Т., Камалетдинов М.А. Геологический разрез через Южный Урал // Геотектоника. 1996. № 3. С. 13-24.

100. Камалетдинов М.А., Казанцева Т.Т., Казанцев Ю.В., Постников Д.В. Шарьяжно-надвиговая тектоника литосферы. М.: Наука, 1991. 255 с.

101. Камалетдинов М.А., Степанов В.П., Жуков И.М., Кавеев ИХ., Постников Д.В. Шарьяжно-надвиговая тектоника Волго-Уральской области. М.: Наука, 1990. 149 с.

102. Карпинский А.П. Общий характер колебания земной коры в пределах Европейской России // Изв. АН. 1894. № 1. С 37-43.

103. Карпинский А.П. Очерки геологического прошлого Европейской России. M.-JI.: Изд-во АН СССР, 1947. 206 с.

104. Кассии Г.Г. Выявление очагов платформенного магматизма в Пермском Приуралье по геомагнитным аномалиям) // Вопросы разведочной геофизики. Вып. 107. Свердловск: Изд. СГИ, 1975. С. 27-31.

105. Кассин Г.Г., Ярош А.Я. Внутренняя структура фундамента Пермского Приуралья (по геофизическим данным) // Вопросы разведочной геофизики. Вып. 107. Свердловск: Изд. СГИ, 1975. С. 8-11.

106. Кашубан С.Н. Сейсмическая анизотропия и эксперименты по ее изучению на Урале и Восточно-Европейской платформе. Екатеринбург: УрО РАН, 2001. 181 с.

107. Кейльман А.Г., Болтыров В.Б., Бурьян Ю.И., Горожанкин В.Т. К вопросу о структурной эволюции Кочкарского антиклинория // Геология метаморфических комплексов Урала. Тр. СГИ. Вып. 91. 1973. С. 38-45.

108. Кейльман Г.А. Мигматитовые комплексы подвижных поясов. М.: Недра, 1974. 200с.

109. Кейльман Г.А., Золоев К.К. Изучение метаморфических комплексов. М.: Недра, 1989.207 с.

110. Кейльман Г.А., Паняк С.Г. Эволюция метаморфической зональности // Геология метаморфических комплексов. Свердловск: Изд-во СГИ, 1982. С. 5-12.

111. Кейльман Г.А., Паняк С.Г. Энергетические предпосылки факторов метаморфизма // Геология метаморфических комплексов. Екатеринбург: Уральский горный ин-т, 1992. С. 4-14.

112. Кейльман Г.А., Пучков В.Н. Сиализация земной коры (тектонические аспекты). Препринт. Свердловск: УрО АН СССР, 1989. 49 с.

113. Кейльман Г.А., Соколов В.Б., Козырев Е.И. О глубинном строении гнейсово-мигматитовых комплексов и гранитных массивов на Среднем Урале // Геология метаморфических комплексов Урала. Тр. СГИ. Вып. 108. 1974. С. 3-9.

114. Келлер Б.М. Тектоника Уральского Каратау и Казаякской нефтеносной зоны // Бюлл. МОИП. Отд. Геол. 1945. XX (5-6). С. 93-113.

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

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

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

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

119. Кисин А.Ю. К проблеме алмазоносности восточной окраины ВосточноЕвропейской платформы // Углерод, минералогия, геохимия и космохимия. Сыктывкар: Геопринт, 2003. С. 42-44.

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

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

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

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

124. Кисин А.Ю. Общекоровая складчатость условия образования // Связь поверхност-ных структур земной коры с глубинными. Ч. 1. Петрозаводск, 2008. С. 258-261.

125. Кисин А.Ю. Общекоровая складчатость в коллизионных поясах // Эволюция внутриконтинентальных подвижных поясов: тектоника, магматизм, метаморфизм, седиментогенез, полезные ископаемые. Екатеринбург: ИГГ УрО РАН, 2003. С. 2224.

126. Кисин А.Ю. Общекоровая складчатость восточной окраины ВосточноЕвропейской платформы // Строение, геодинамика и минерагенические процессы в литосфере. Сыктывкар: Геопринт, 2005. С. 134-137.

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

128. Кисин А.Ю. Общекоровая складчатость и минерагения восточной окраины Восточно-Европейской платформы // Области активного тектогенеза в современной и древней истории Земли. Мат. XXXIX Тектон. сов-я. Т. 1. М.: ГЕОС, 2006. С. 308312.

129. Кисин А.Ю. Общекоровая складчатость и рудообразование // Рудогенез. Миасс-Екатеринбург: УрО РАН, 2008. С. 133-137.

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

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

132. Кисин А.Ю. Общекоровая складчатость мобильных поясов и горообразование // Об-щие и региональные проблемы тектоники и геодинамики. Т. 1. М.: ГЕОС, 2008. С. 400-404.

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

134. Кисин А.Ю. Общекоровая складчатость: основные положения // Геодинамика, магма-тизм, метасоматизм и рудообразование. Екатеринбург: ИГГ УрО РАН, 2007. С. 491-498.

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

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

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

138. Кисин А.Ю. Потеря изгибной устойчивости земной коры // Метаморфизм игеодинамика. Екатеринбург: ИГГ УрО РАН, 2006. С. 35-38.

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

149. Кисин А.Ю., Коротеев В.А. Градиенты стрессовых напряжений как причина переме-щения вещества при общекоровой складчатости // ДАН. 2009. Т. 424. № 1. С. 67-70.

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

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

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

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

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

155. Кисин А.Ю., Макеев А.Б., Филиппов В.Н. К проблеме происхождения самородных металлов, карбидов, силицидов и некоторых корундов на Уфимском плато // Ежегодник ИГГ УрО РАН. Екатеринбург: ИГГ УрО РАН, 2007. С. 228-232.

156. Кисин А.Ю., Tariamjee A.C. О времени метаморфизма в Кочкарском комплексе // Геология метаморфических комплексов Урала. Свердловск: СГИ, 1990. С. 91-97.

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

158. Киссин И.Г. Дегазация земли и флюидные системы консолидированной коры // Дегазация Земли: геодинамика, геофлюиды, нефть и газ. М.: ГЕОС, 2002. С. 148-151.

159. Киссин И.Г. Метаморфогенная дегидратация пород земной коры как факторсейсмической активности // ДАН. 1996. Т. 351. № 5. С. 679-682.

160. Колодяжный С.Ю. Структурно-кинематическая эволюция юго-восточной части Балтийского щита в палеопротерозое. М.: ГЕОС, 2006. 332 с.

161. Копп M.JI. Структуры латерального выжимания в Алышйско-Гималайском коллизионном поясе. М.: Научный Мир, 1997. 314 с. (Тр. ГИН РАН; Вып. 506).

162. Копп M.JI., Вержбицкий В.Е., Колесниченко A.A. и др. Новейшая динамика и вероятное происхождение Тулвинской возвышенности (Пермское Приуралье) // Геотектоника. 2008. № 6. С. 46-69.

163. Копп M.JI., Егоров Е.Ю. Новейшее поле деформаций Южного Урала (по данным кинематического изучения трещиноватости) // БМОИП. Отд. геол. 2002. Т. 77. Вып. 3. С. 14-19.

164. Коровко A.B., Двоеглазов ДА, Легцев Н.В. и др. Сафьяновское медно-цинковое колчеданное месторождение (Средний Урал) // Геодинамика и металлогения Урала. Свердловск: УрО АН СССР, 1991. С. 152-153.

165. Коровко A.B., Двоеглазов ДА. О позиции Сафьяновского рудного поля в структурах Режевской структурно-формационной зоны (Средний Урал) // Геодинамика и металлогения Урала. Свердловск: УрО АН СССР, 1991. С. 151-152.

166. Коровко A.B., Постоялко М.В., Степанова Т.Н. и др. Стратиграфия и фауна образований девона и карбона Сафьяновского рудного поля (Средний Урал) // Проблемы стратиграфии и палеонтологии Урала. Екатеринбург; УГСЭ, 1999. С. 136141.

167. Коротаев М.В., Ершов A.B., Фокин П.А. Синкомпрессионная литосферная складчатость Восточно-Европейской платформы // Вестн. Моск. ун-та. Сер. 4. Геология. 2004. № 1. С. 3-10.

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

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

170. Коротеев В.А., Сазонов В.Н. Геодинамика, рудогенез, прогноз (на примере

171. Урала). Екатеринбург: ИГГ УрО РАН, 2005. 259 с.

172. Коротеев В.А., Язева Р.Г., Бочкарев В.В. и др. Геологическая позиция и состав Сафьяновского меднорудного месторождения на Среднем Урале // Путеводитель геол. экскурсий. Екатеринбург: ИГГ УрО РАН, 1997. 54 с.

173. Костровицкий С.И. Физические условия, гидравлика и кинематика заполнения кимберлитовых трубок. Новосибирск: Наука, 1976. 96 с.

174. Краюшкип В.А. К природе газогидратов и нефти // Дегазация Земли: геодинамика, геофлюиды, нефть и газ. М.: ГЕОС, 2002. С. 380-382.

175. Кристаллический фундамент Татарстана и проблемы его нефтегазононости / Под ред. Р.Х. Муслимова и Т.А. Лапинской. Казань: Изд-во «Дента», 1996. 487 с.

176. Кропоткин H.H. О происхождении складчатости // Бюлл. МОИП. Отд. Геология. 1950. T. XXV. Вып. 5. С. 3-29.

177. Курбацкая Ф.А. Методы исследования осадочных пород (на примере отложений верхнего докембрия западного Урала). Пермский ун-т. Пермь, 1986. 92 с.

178. Кухаренко A.A. Алмазы Урала. М.: Госгеолтехиздат, 1955. 515 с.

179. КухлингГ. Справочник по физике. М.: Мир, 1982. 520 с.

180. Кучеров В.Г., Бенделиани H.A., Алексеев В.А. Синтез углеводородов из минералов при высоких термобарических условиях // Дегазация Земли: геодинамика, геофлюиды, нефть и газ. М.: ГЕОС, 2002. С. 177-178.

181. Кори У. В поисках закономерностей развития Земли и Вселенной: История догм в науках о Земле. М.: Мир, 1991. 447 с.

182. Лаврова Л.Д., Печников В.А., Плешаков A.M. и др. Новый генетический тип алмазных месторождений. М.: Научный мир, 1999. 228 с.

183. Ларин В.Н., Руженцев C.B. Моделирование покровных складок // Геотектоника. 1975. №3. С. 36-43.

184. Лелшлейн Г.Г. Морфология и генезис кристаллов. М.: Наука, 1973. 328 с.

185. Леонов М.Г. Вертикальная аккреция земной коры // Геотектоника. 2005. № 4. С. 25-43.

186. Леонов М.Г. Интрабассейновые (внутриплитные) коллизионные швы и самоблокирующаяся субдукция // Докл. АН. 1996. Т. 350. № 1. С. 97-100.

187. Леонов М.Г. Постумная реидная тектоника континентального фундамента // Геотектоника. 1997. № 3. С. 3-20.

188. Леонов М.Г. Протрузии кристаллического фундамента (факт существования, структура, механизм формирования) // БМОИП. Отд. Геол. 1994. Т. 69. Вып. 2. С. 318.

189. Леонов М.Г. Тектоника континентального фундамента и вертикальная аккреция консолидированной земной коры // Фундаментальные проблемы общей тектоники. М.: Научный мир, 2001. С. 91-154.

190. Леонов М.Г., Колодяэ/сный С.Ю., Кунина Н.М. Вертикальная аккреция земной коры: структурно-вещественный аспект. М.: ГЕОС, 2000. 202 с.

191. Леонов М.Г., Колодяжный С.Ю., Соловьев А.Ю. Пластическая деформация и метаморфизм // Геотектоника. 1995. № 2. С. 29-48.

192. Леонов М.Г., Леонов Ю.Г. О понятии «консолидированная кора» и ее границах // Литосфера. 2002. №4. С. 3-21.

193. Леонов Ю.Г. Напряжения в литосфере и внутриплитная тектоника // Геотектоника. 1995. № 6. С. 3-21.

194. Леонов Ю.Г. Платформенная тектоника в свете представлений о тектонической расслоенности земной коры // Геотектоника. 1991. № 6. С. 3-20.

195. Леонов Ю.Г. Строение литосферы в отраженных волнах // Геотектоника. 1994. № 4. С. 85-88.

196. Леонов Ю.Г. Тектоническая подвижность коры платформ на разных глубинных уровнях // Геотектоника. 1997. № 4. С. 3-23.

197. Леонов Ю.Г. Тектонические критерии интерпретации сейсмических отражающих горизонтов в нижней коре континентов // Геотектоника. 1993. № 5. С. 4-15.

198. Лобковский Л.И., Никишин A.M., Хаин В.Е. Современные проблемы геотектоники и геодинамики. М.: Научный Мир, 2004. 612 с.

199. Лозин Е.В. Глубинное строение и нефтегазоносность Волго-Уральской области исмежных территорий // Литосфера. 2002. № 3. С. 46-68.

200. Лукьянов A.B. Пластические деформации и тектоническое течение горных пород литосферы//Тектоническая расслоенность литосферы. М.: Наука, 1980. С. 105-146.

201. Лукьянова Л.И., Жуков В.В., Кириллов В.А. и др. Субвулканические эксплозивные породы Урала возможные коренные источники алмазных россыпей // Региональная геология и металлогения. 2000. № 12. С. 134-157.

202. Лунев Б.С., Осовецкий Б.М. Мелкие алмазы Урала. Пермь: Изд-во ПГУ, 1996. 128с.

203. Макагон Ю.Ф. Эффект самоконсервации газогидратов // Докл. АН. 2003. Т. 390. № 1. С. 85-89.

204. Макаров В.И. Новейшая тектоническая структура Центрального Тянь-Шаня. М.: Наука, 1977. 171 с.

205. Макеев А.Б. Минералогия альпинотипных ультрабазитов Урала. С.-П.: Наука, 1992. 197 с.

206. Макеев А.Б., Иванух В. Морфология кристаллов, пленки и примазки на поверхности тиманских и бразильских алмазов // Проблемы минералогии, петрографии и металлогении. Вып. 6. Перм. ун-т: Пермь, 2004. С. 193-216.

207. Малич Н.С., Туганова Е.В. Тектоника и полезные ископаемые чехла Сибирской платформы // Тектоника территории СССР. М.: Наука, 1979. С. 100-110.

208. Мальков Б.А., Филиппов В.Н. Бариофлогопит и акцессорный пирофанит в алмазоносном кимберлите из трубки Ермаковской-7 на Кольском полуострове // Вестник ИГ Коми НЦ УрО РАН. 2005. № 8. С. 5-10.

209. Маршинцев В.К. Основные этапы самородного минералообразования в кимберлитах // Самородное металлообразование в магматическом процессе. Якутск: ЯНЦ СО АН СССР, 1991. С. 67-84.

210. Мелкие алмазы и минералы-спутники в юрских отложениях Вятско-Камской впадины / под ред. Б.М. Осовецкого. Пермь, 2008. 212 с.

211. Менерпг К. Мигматиты и происхождение гранитов. М.: Мир, 1971. 328 с.

212. Методы моделирования в структурной геологии (под редакцией В.В.Белоусова и A.B. Вихерта). М.: Недра, 1988. 222 с.

213. Мизенс Г.А. Седиментационные бассейны и геодинамические обстановки впозднем девоне-ранней перми юга Урала. Екатеринбург: ИГГ УрО РАН, 2002. 190 с.

214. Милашев В.А. Трубки взрыва. JI.: Недра, 1984. 286 с.

215. Минкин Л.М., Рапопорт М.С., Соколов В.Б. Геология южной части Мурзинско-Адуйского гнейсогранитного комплекса и его обрамления // Геология метаморфических комплексов Урала. Вып. 91. Свердловск, 1973. С. 10-21.

216. Михайлов Г.К., Оборин A.A. Подземная кладовая пресных вод Сылвенского кряжа. Пермь: Изд-во Пермского университета, 2006. 154 с.

217. Моисеенко У.И., Смыслов A.A. Температура земных недр. Д.: Недра, 1986. 180 с.

218. Морозов Г.Г., Осовецкий Б.М., Накарякова И.Р. и др. Первые находки алмазов на территории платформенной части Пермского края // Геология и полезные ископаемые Западного Урала. Пермь, 2006. С. 6-8.

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

220. Наливкин В.Д. Стратиграфия и тектоника Уфимского плато и Юрезано-Сылвинской депрессии // Тр. ВНИГРИ. Новая серия. 1949. Вып. 46. 206 с.

221. Наливкин В.Д. Фации и геологическая история Уфимского плато и Юрезано-Сылвенской депрессии // Тр. ВНИГРИ. Новая серия. Вып. 47. 1950. 126 с.

222. Невский В.А., Фролов A.A. Структуры рудных месторождений кольцевого типа. М.: Недра, 1985. 247 с.

223. Неганов В.М., Заварзин Б.А., Зотеев М.С., Тетерина Л.И., Родионовский В.И. Особенности геологического строения Предуральского краевого прогиба // Геофизика. Спец. вып. 2000. С. 29-33.

224. Неганов В.М., Морошкин А.Н., Шихов С.А. Строение Камско-Кинельской системы прогибов по результатам геофизики и бурения // Геофизика. Спец. вып. 2000. С. 3438.

225. Неганов В.М., Родионовский В.И., Жданов А.И. и др. Региональные геофизические исследования Пермского Прикамья // Геофизика. Спец. вып. 2000. С. 23-27.

226. Неганов В.М., Родионовский В.И., Зотеев М.С. Геологическое строение Пермского Прикамья по данным геолого-геофизических исследований // Геофизика. Спец. вып. 2000. С. 11-22.N

227. Нечеухин В.М., Берлянд Н.Г., Пучков В.Н., Соколов В.Б. Глубинное строение, тектоника, металлогения Урала. Свердловск: УНЦ АН СССР, 1986. 106 с.

228. Никишин A.M. Тектонические обстановки. Внутриплитные и окраинноплитные процессы. Учебник. М.: Изд-во МГУ, 2002. 366 с.

229. Николаев H.H. Новейшая тектоника СССР и основные закономерности проявления современных тектонических движений // Сов. геология. 1947. № 16. С. 80-101.

230. Николаевский В.Н. Трещиноватость земной коры как ее генетический признак // Геология и геофизика. 2006. Т. 47. № 5. С. 646-656.

231. Новгородова М.И., Генералов М.Е., Главатских С.Ф. Самородный алюминий из газовых возгонов современных вулканов и древних базальтоидных диатрем: сходство состава и генезиса // Докл. АН. 1997. Т. 354. № 4. С. 524-528.

232. Новоселицкий В.М., Проворов В.М., Шилова A.A. Физические свойства пород осадочного чехла севера Урало-Поволжья. Свердловск: УНЦ АН СССР, 1985. 133 с.

233. Осовецкий Б.М. Геохимические исследования по тяжелым минералам. Пермь: Изд-во ПГУ, 2003. 192 с.

234. Осовецкий Б.М. Минералогия мезокайнозоя Прикамья // Пермь: Изд-во ПГУ, 2004. 292 с

235. Осовецкий Б.М. Типохимизм шлиховых минералов. Пермь: Изд-во ПГУ, 2001. 244с.

236. Панова Е.Г., Казак А.П., Якобсон КЭ. Минералогические особенности девонских терригенных пород северо-запада Русской платформы в связи с проблемой их алмазоносности//Записки ВМО. 2004. Ч. CXXXIII. № 3. С. 12-24.

237. Папулов Г.Н. Меловые отложения Урала (стратиграфия, палеогеография, палеотектоника). М.: Наука, 1974. 202 с.

238. Паталаха Е.И. О дифференциальной подвижности совместно деформируемых разнородных геологических тел, ее причинах и следствиях (вязкостная инверсия) // Геотектоника. 1971. №4. С. 15-25.

239. Паталаха Е.И., Поляков А.И. Термический эффект тектонических деформаций // Геология и геофизика. 1977. № 9. С. 14-22.

240. Пейве A.B. Глубинные разломы в геосинклинальных областях // Изв. АН СССР.

241. Сер.геол. 1945. № 5. С. 23-46. (A.B. Пейве. Избр. труды. М.: Наука, 1990. 352 с.)

242. Пистрак P.M. Структура Русской платформы в девонское и каменноугольное время // БМОИП. Отд. Геология. 1950. Т. XXV. Вып. 2. С. 44-74.

243. Плюснин К.П. Тектоническая эволюция структурных зон складчатого Урала в рифее-фанерозое // Метаморфизм и тектоника западных зон Урала. Свердловск: УНЦ АН СССР, 1984. С. 93-100.

244. Пономарев B.C. Зонная релаксация напряжений при разгрузке массивов горных пород // Докл. АН СССР. 1981. Т. 259. № 6. С. 1337-1339.

245. Пономарев B.C., Трифонов В.Г. Факторы тектогенеза // В кн. Актуальные проблемы тектоники океанов и континентов / Отв. редактор академик A.J1. Яншин. М.: Наука, 1987. С. 81-94. (Тр. ГИН. Вып. 425)

246. Попов B.C., Богатое В.И., Петрова А.Ю., Белящий Б.В. Возраст и возможные источники гранитов Мурзинско-Адуйского блока, Средний Урал: Rb-Sr и Sm-Nd изотопные данные // Литосфера. 2003. № 4. С. 3-18.

247. Попов С.Г., Белоконь Т.В. Модели формирования зон АВПД и нефтегазоносности на больших глубинах // Дегазация Земли: геодинамика, геофлюиды, нефть и газ. М.: ГЕОС, 2002. С. 414-415.

248. Прокин В.А., Буслаев Ф.П., Молошаг В.П., Малюгин В.А. Геология Сафьяновского медноколчаданного месторождения (по результатам картирования карьера) // Ежегодник-2001. ИГГ УрО РАН. Екатеринбург: УрО РАН, 2002. С. 276-281.

249. Пучков В.Н. Некоторые общие закономерности орогенических процессов // Общие и региональные проблемы тектоники и геодинамики. Т. II. М.: ГЕОС, 2008. С. 130-133.

250. Пучков В.Н. Палеогеодинамика Южного и Среднего Урала. Уфа: Даурия, 2000. 146 с.

251. Пучков В.Н. Тектоника Урала. Современные представления // Геотектоника. 1997. № 4. С. 30-45.

252. Пучков В.H. Тектоническая природа западного склона Урала // Метаморфизм и тектоника западных зон Урала. Свердловск: УНЦ АН СССР, 1984. С. 3-9.

253. Пучков В.Н., Косарев A.M., Знаменский С.Е., Светлакова А.Н., Разуваев В.PI. Геологическая интерпретация комплексного сейсмического профиля УРСЕЙС-95 // Геологический сборник № 2. ИГ УНЦ РАН. Уфа, 2001. С. 3-28.

254. Пущаровский Ю.М. Краевые прогибы, их тектоническое строение и развитие. М.: Изд-во АН СССР, 1959. 154 с. (Тр. ГИН. Вып. 28).

255. Пущаровский Ю.М. О трех парадигмах в геологии // Геотектоника. 1995. № 1. С. 4-11.

256. Пыстин A.M. Полиметаморфические комплексы западного склона Урала. С.-Пб.: Наука, 1994. 208 с.

257. РамбергХ. Сила тяжести и деформации в земной коре. М.: Недра, 1985. 399 с. Резанов И.А. Земная кора. М.: Наука, 1974. 160 с.

258. Ронкин Ю.Л., Синдер С., Хетцелъ Р. И др. T-t эволюция Тараташского и Александровского метаморфических комплексов (Южный Урал): U-Pb, Sm-Nd, Rb-Sr 40Ar-39Ar изотопные ограничения // Метаморфизм и геодинамика. Екатеринбург: ИГГУрО РАН, 2006. С. 101-104.

259. Ронов А.Б. К истории колебательных движений и палеогеографии Русской платформы в девонском периоде // Бюл. МОИП. Отд. Геология. 1950. T. XXV. Вып. 2. С. 75-99.

260. Рудные месторождения и физические поля Урала (Под ред. К.К. Золоева). Екатеринбург: УрО РАН, 1996. 295 с.

261. Руженцев C.B., Самыгин С.Г. Структура и тектоническое развитие области сочленения Восточно-Европейской платформы и Южного Урала // Геотектоника. 2004. № 4. С. 20-44.

262. Русин А.И. Общие вопросы геодинамического контроля метаморфизма //

263. Метаморфизм и геодинамика Екатеринбург: ИГГ УрО РАН, 2006. С. 104-108.

264. Рыбалка A.B. Отражательный образ земной коры в районе уральской сверхглубокой скважины СГ-4 // Глубинное строение Урала. Екатеринбург: Наука, УрО, 1996. С. 237-250.

265. Рыбалъченко А.Я., Колобянин В.Я., Лукьянова Л.И. и др. О новом типе коренных источников алмазов на Урале // Докл. РАН. 1997. Т. 353. № 1. С. 90-93.

266. Сазонов В.Н., Огородников В.Н., Коротеев В.А., Поленов Ю.А. Месторождения золота Урала. Екатеринбург: Изд-во УГГГА, 2001. 622 с.

267. Силаев В.И., Чайковский И.И., Ракин В.И. и др. Алмазы из флюидизатно-эксплозивных брекчий на Северном Урале. Сыктывкар: Геопринт, 2004. 116 с.

268. Симаков С.К. О проявлении сверхвысоких давлений в ходе образования гранат-клинопироксеновых парагенезисов метаморфических комплексов // Докл. АН. 2002. Т. 383. №3. С. 371-373.

269. Синцов A.B. Гранитогнейсовые структуры Мамской кристаллической полосы // Отечественная геология. 2001. № 1. С. 49-54.

270. Ситдиков Б. С. Петрография и строение кристаллического фундамента Татарской АССР. Казань: Изд-во Казанского университета, 1968. 435 с.

271. Ситдикова Л.М. Зоны деструкции кристаллического фундамента Татарского свода. Изд-во Казанского ун-та, Казань, 2005. 148 с.

272. Смирнов В.И. Геология полезных ископаемых. М.: Недра, 1976. 688 с.

273. Смирнов В.Н., Ферштатер Г.Б., Иванов КС. Схема тектоно-магматического районирования территории восточного склона Среднего Урала // Литосфера. 2003. № 2. С. 40-56.

274. Смолин А.П. Структурная документация золоторудных месторождений. М.: Недра, 1975. 240 с.

275. Сначев В.И., Демин Ю.И., Романовская М.А., Щулъкин В.Е. Тепловой режим становления гранитоидных массивов. Уфа: БНЦ УрО АН СССР, 1989. 120 с.

276. Справочник по физическим свойствам минералов и горных пород при высоких термодинамических параметрах (под ред. М.П. Воларовича). М.: Недра, 1978. 238 с.

277. Соболев В.К, Макеев А.Б., Кисель С.И, Брянчаниннова Н.И., Филиппов В.Н. Новые индикаторные признаки пород, вмещающих кимберлиты. Сыктывкар:1. Геопринт, 2003. 60 с.

278. Соболев И.Д., Автонеев C.B., Белковская Р.П. и др. Тектоническая карта Урала масштаба 1:1000000 (объяснительная записка). Свердловск, 1986. 168 с.

279. Соболев Н.В. Парагенетические типы гранатов. М.: Наука, 1964. 218 с.

280. Соболев Н.В., Гневушев М.А., Михайловская Л.Н. и др. Состав включений гранатов и пироксенов в уральских алмазах // Докл. АН СССР. 1971. Т. 198. № 1. С. 190-193.

281. Соколов В.Б. Результаты и проблемы изучения земной коры Урала методом отраженных волн // Глубинное строение и развитие Урала. Екатеринбург: Наука, Урал, отд., 1996. С. 111-123.

282. Соколов Д.С. О новейшей геологической истории Уфимского плато // БМОИП. Отд. Геолог. 1948. T. XXIII (3). С. 65-71.

283. Солоиицин С.Н. Тектоническое строение Юрюзано-Айской впадины в связи с перспективаминефтегазоносности// Автореф. дисс. к. г.-м. н. Уфа, 2001. 23 с.

284. Сорохтии О.Г., Митрофанов Ф.П., Сорохтин Н.О. Глобальная эволюция Земли и происхождение алмазов. М.: Наука, 2004. 269 с.

285. Софроницкий П.А. Предуральский краевой прогиб. Западноуральская внешняя зона складчатости. // Геология СССР. T. XII. Ч. 1. Геологическое описание. Кн. 2. М.: Недра, 1969. С. 29-43.

286. Старков Н.П. и Ларионова E.H. Древние излияния пикритовых порфиритов на территории Пермской области // Докл. АН СССР. 1960. Т. 130. № 3. С. 615-617.

287. Старостин В.И. Палеотектонические режимы и механизмы формирования структур рудных месторождений. М.: Недра, 1988. 256 с.

288. Стратиграфия допалеозойских и палеозойских отложений Пермского Прикамья. ВНИГНИ, Пермь, 1971 г. 421 с.

289. Структурная геология и тектоника плит. В Зх томах. М.: Мир, 1991. 1041 с. (The encyclopedia of structural geology and plate tectonics (edited by Carl K. Seyfert). 1987 by Van Nostrand Reinhold Company Inc.

290. Суворов А.И. Тектоническая расслоенность и тектонические движения в континентальной литосфере // Фундаментальные проблемы общей тектоники. М.: Научный мир, 2001. С. 34-48.

291. Суворов В.Д., Юрии Ю.А., Тимиршин КВ. и др. Структура и эволюция земной коры и верхов мантии в Якутской кимберлитовой провинции по сейсмическим данным // Геология и геофизика. 1997. Т. 38. № 2. С. 486-493.

292. Сывороткии B.JI. Глубинная дегазация как причина аномальной биологической продуктивности океана // Дегазация Земли: геодинамика, геофлюиды, нефть и газ. М.: ГЕОС, 2002. С. 65-68.

293. Сычева-Михайлова A.M. О взаимоотношении глыбовых складок и тектонических разрывов в Уральском Каратау и южной части Башкирского антиклинория // Складчатые деформации земной коры их типы и механизм образования. М.: Изд-во АН СССР, 1962. С. 265-283.

294. Талицкий В.Г. Структурные уровни деформаций в земной коре // Экспериментальная тектоника и полевая тектонофизика. Киев: Наукова думка, 1991. С. 297-301.

295. Тектоническая расслоенность литосферы и региональные геологические исследования. М.: Наука, 1990. 293 с.

296. Тектоническая расслоенность литосферы. М.: Наука, 1980. 215 с.

297. Тектоническое и нефтегеологическое районирование территории Татарстана / Под ред. P.C. Хисамова. Казань: Изд-во «Фэн» Академии наук РТ, 2006. 328 с.

298. Тектоническое районирование и минерагения Урала (аналитический обзор) / Отв. ред. выпуска К.К. Золоев. М.: Геокарт, ГЕОС, 2006. 180 с.

299. Теоретические и региональные проблемы геодинамики. М.: Наука, 1999. 279 с.

300. Тёркот Д., Шуберт Дж. Геодинамика: Геологические приложения физики сплошных сред. 4.1. М.: Мир, 1985. 374 с. Ч. 2. М.: Мир, 1985. 360 с.

301. ТетяевМ.М. Геотектоника СССР. Л., М.: ГОНТИ, 1938. 298 с.

302. Трифонов В.Г. Основные особенности неотектоники Урала // Геоморфология и новейшая тектоника Волго-Уральской области и Южного Урала. Уфа, 1960. С. 293300.

303. Угрюмое А.Н. Вертикальная метасоматическая зональность в разрезе Уральскойсверхглубокой скважины // Геология метаморфических комплексов. Свердловск: Изд-во СГИ, 1982. С. 72-79.

304. Успенский Е.П. Развитие подвижных поясов и механизмы складкообразования // Бюлл. МОИП. Отд. Геол. 2002. Т. 77. Вып. 5. С. 3-13.

305. Федоровский B.C. Купольный тектогенез в коллизионной системе каледонид Западного Прибайкалья // Геотектоника. 1997. № 6. С. 56-71.

306. Ферштатер Г.Б., Бородина Н.С., Рапопорт М.С. и др. Орогенный гранитоидный магматизм Урала. Миасс: ИГГ УрО РАН, 1994. 151 с.

307. Филатова В. Т., Виноградов А.И. Оценка влияния термомеханических эффектов на режимы метаморфизма и гранитообразования в Лапландском гранулитовом поясе (Кольский полуостров) // ДАН. 1999. Т. 366. № 5. С. 684-687.

308. Фокин П.А., Никишин A.M. Тектоническое развитие Восточно-Европейской платформы в девоне-начале карбона // Вестн. МГУ. Сер. 4. Геология. 1999. № 6. С. 9-20.

309. Фотиади Э.Э. Геологическое строение Русской платформы по даннымрегиональных геофизических исследований и опорного бурения. М.:

310. Гостоптехиздат, 1958. 244 с.

311. Фундаментальные проблемы общей тектоники. М.: Научный мир, 2001. 520 с.

312. Хаин В.Е., Лобковский Л.И. Об особенностях формирования коллизионныхорогенов // Геотектоника. 1990. № 6. С. 20-31.

313. Хаин В.Е., Михайлов А.Е. Общая геотектоника. М.: Недра, 1985. 326 с.

314. Хаин В.Е., Яблонская H.A. Неотектоника Азии: 75 лет после Эмиля Аргана //

315. Геотектоника. 1997. № 6. С. 3-15.

316. Хаин В.Е., Яблонская H.A. Структурный рисунок Альпийско-Гималайского и

317. Центрально-Азиатского горных поясов как отражение верхнекоровых упругопластических деформаций//ДАН. 1997. Т. 353. № 5. С. 655-658.

318. Халевин Н.И. Сейсмология взрывов на Урале. М.: Наука, 1975. 136 с.

319. Холодное В.В., Бушляков И.Н. Галогены в эндогенном рудообразовании. Екатеринбург: УрО РАН, 2002. 394 с.

320. Чадаев М.С., Балашова М.М., Гершанок В.А. Особенности геологическогостроения Пермского свода // Вестник Пермского ун-та. Геология. 1999. Вып. 3. С.21.24.

321. Чайкин В.Г., Месхи A.M. Позднепермский вулканизм Вятско-Камской межрифтовой зоны // Вулканизм и геодинамика. Екатеринбург: ИГГ УрО РАН, 2003. С. 130-134.

322. Чайковский И.И. Индикаторы плазменных процессов в алмазоносных пирокластитах Среднего Урала // Теория, история, философия и практика минералогии. Сыктывкар: Геопринт, 2006. С. 200-201.

323. Чайковский И.И. О природе промежуточных коллекторов алмаза на Северном Урале // Литосфера. 2007. № 5. С. 164-170.

324. Чайковский И.И. Петрология и минералогия интрузивных алмазоносных пирокластитов Вишерского Урала. Пермь: Изд-во ПГУ, 2001. 324 с.

325. Чайковский И.И. Петрология и минералогия эксплозивно-грязевого вулканизма Волго-Уральской алмазоносной субпровинции: Автореф. дисс. д. г.-м. н., Сыктывкар, 2004. 48 с.

326. Чайковский И.И. Процессы формирования и становления алмазоносных пирокластитов Западного Урала // Литосфера. 2002. № 3. С.69-86.

327. Чайковский ИИ, Неяъзин Л.П., Савченко C.B. Петрология и минералогия Пермяковской диатремы на Среднем Урале. Пермь: ПГУ, 2003. 124 с.

328. Чебаненко И.И. Проблема складчатых поясов земной коры (в свете блоковой тектоники) // Тр. ГИН АН УССР. Киев: Наукова Думка, 1964. 143 с.

329. Чернышев И.В., Викентъев И.В., Чугаев A.B. и др. Источники вещества колчеданных месторождений Урала по результатам высокоточного MC-ICP-MS изотопного анализа свинца галенитов // ДАН. 2008. Т. 418. № 4. С. 530-535.

330. Чесноков C.B. К структурной эволюции гнейсовых куполов. Складки волочения в куполах Восточно-Уральского антиклинория // ДАН СССР. 1966. Т. 167. № 4. С. 888-891.

331. Чиков Б.М. Физико-химические и механохимические предпосылки структурообразования в условиях стресс-метаморфизма // Структура линеаментных зон динамо-метаморфизма. Новосибирск: Наука, 1988. С. 5-21.

332. Чочия Н.Г. Геологическое строение Колво-Вишерского края. М.-Л.: Гостоптехиздат, 1955. 406 с. (Тр. ВНИГРИ. Вып. 91).

333. Чувашов Б. И. Динамика развития Предуральского краевого прогиба //

334. Геотектоника. 1998. № 3. С. 22-37.

335. Чувашов Б.И. О характере сочленения Русской платформы и Предуральского прогиба // Метаморфизм и тектоника западных зон Урала. Свердловск: УНЦ АН СССР, 1984. С. 111-120.

336. Чувашов Б.И. Структура форбальджа в Предуральском краевом прогибе: принципы диагностики, краткая характеристика, история развития, перспективы на полезные ископаемые // Докл. АН. 2000. Т. 374. № 5. С. 660-666.

337. Чувашов Б.И., Дюпина Г.В., Мизенс Г.А., Черных В.В. Опорные разрезы верхнего карбона и нижней перми западного Урала и Приуралья. Свердловск: УрО АН СССР, 1990. 370 с.

338. Шапиро В.А. Остаточная намагниченность причина Манчажской региональной магнитной аномалии // ДАН СССР. 1981. Т. 259. № 6. С. 1339-1344.

339. Шатский Н.С. Избранные труды. Том 2. М.: Наука, 1964. 720 с.

340. Шахновский И.М. Взаимосвязь месторождений УВ с погребенными выступами фундамента // Дегазация Земли и генезис углеводородных флюидов и месторождений. М.: ГЕОС, 2002. С. 294-302.

341. Шеманина Е.И., Богомольная U.C. Включения в уральских алмазах и вероятный тип их первоисточников // Тр. ЦНИГРИ. 1980. Вып. 153. С.89-95.

342. Шереметьев Ю.С., Лещев Н.В. Сафьяновское медноколчеданное месторождение на Среднем Урале // Путеводитель геологических экскурсий. Екатеринбург: КПР по Свердловской области, 2000. 14 с.

343. Шершнев КС. Геологическое строение протерозойско-палеозойского комплекса Пермского Предуралья// Дисс. насоиск. к. г.-м. наук. Пермь, 1971. 275 с.

344. Шестов И.Н. Гидрогеохимическое районирование сероводородных вод Пермской области // Химическая география и гидрогеохимия. Вып. 3 (4). Пермь, 1964. С. 133142.

345. Шнюков Е.Ф., Науменко П.И., Лебедев Ю.С. а др. Грязевой вулканизм и рудообразование. Киев: Наукова Думка, 1971. 332 с.

346. Шупъц С.С. Анализ новейшей тектоники и рельеф Тянь-Шаня. М.: ОГИЗ, Географгиз, 1948. 222 с.

347. Шуяъц С.С. Тектоника земной коры (на основе анализа новейших движений). Л.: Недра, 1979. 272 с.

348. Шурубор Ю.В. Статистическая обработка данных шлихового опробования с целью выявления минералов-спутников алмаза (на примере одного из алмазоносных районов Среднего Урала) // Сов. геология. 1965. № 8. С. 115-125.

349. Щукин Ю.К. Глубинная сейсмотектоника Северной Евразии // Недра Поволжья и Прикаспия. Спец. выпуск № 3. 1996. С. 6-11.

350. Эз В.В. Структурная геология метаморфических комплексов. М.: Недра, 1978. 191с.

351. Эфендиева М.А. Грязевые вулканы естественные сверхглубокие скважины // Вулканизм и геодинамика. Екатеринбург: ИГГ УрО РАН, 2003. С.594-597.

352. Юдахин Ф.Н., Щукин Ю.К., Макаров В.И. Глубинное строение и современные геодинамические процессы в литосфере Восточно-Европейской платформы. Екатеринбург: УрО РАН, 2003. 300 с.

353. Юшкин Н.П. Опыт среднемасштабной топоминералогии. Л.: Наука, 1980. 376 с.

354. Язева Р.Г., Молошаг В.П., Бочкарев В.В. Геология и рудные парагенезисы Сафьяновского колчеданного месторождения в среднеуральском ретрошарьяже // Геология рудных месторождений. 1991. Т. 33. № 4. С. 47-58.

355. Язева Р.Г., Молошаг В.П., Бочкарев В.В. Геология Сафьяновского колчеданного месторождения (Средний Урал). Препринт. Екатеринбург: УрО РАН, 1992. 70 с.

356. Яковлев Ф.Л. Исследование механизма образования линейной складчатости как одно из направлений тектонофизики // Бюл. МОИП. Отд. Геол. 2001. Т. 76. Вып. 4. С. 7-15.

357. Ярош А.Д. О связи структурных элементов осадочного покрова со строениемкристаллического фундамента востока Русской платформы // Разведочная геофизика. Вып. 47. Свердловск, 1966. С.

358. Яром А.Я. Разломы тектонического фундамента восточных районов Русской платформы и западного Приуралья // Сов. геол. 1966. №10. С. 59-68.

359. Ярошевский В. Тектоника разрывов и складок. Пер. с польск. М.: Недра, 1981. 245 с.

360. ArgandE. La tectonique de I'Asie. C.R. 13 Congr. Geol. Intern., Liege, 1922, 1924, p. 169-371.

361. Brawn Cynthia L. Synchronous plutonism, metamorphism, and deformation of the 1,65 Ga Manzanita pluton, Manzanita mountains, New Mexico // N. M. Geol., 2000, 22, № 3. P. 83.

362. Brawn M., Solar G.S. The mechanism of ascent and emplacement of granite magma during transpression: a syntectonic granite paradigm // Tectonophysics. 1999. 312. № 1. P. 1-33.

363. Carey S. W. The Reid Concept in Geotectonics // Nature. 1971. V. 230. P. 42-45.

364. Cloos H. Bau und Taetigkeit von Tuffschlotten // Geologische Rundschau. Band XXXII. Heft 6-7. 1941. S. 708-800.

365. Covey-Crump S.J., Ratter E.H. Thermally-induced grain growth of calcite marbles on Naxos Island, Greece // Contrib. Miner. And Petrol., 1989,101, № 1. P. 69-86.

366. Cruden Alexander R. Deformation during diapiric rise of magma // Acta univ. upsal.: Compr. Summ. Uppsala diss. Fac. Scl., 1989. 205. P. 1-15.

367. Hutchison M.T., Nixon P.H, Harley S.L. Corundum inclusions in diamonds -discriminator criteria and a corundum compositional dataset // 8 International Kimberlite Conference, Victoria, 22-27 June, 2003. Lithos, 2004. 77. № 1-4. P. 273-286.

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

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

370. Kukkonen I.T., Golovanova I.V., Khachay Yu.V., Druzhinin V.S.,Kasarev A.M., Scharov V.A. Low geothermal heat flow of the Urals fold belt implication of low heat production,fluid circulation or paleoclimate? 11 Tectonophysic. 1997. V. 276. P. 63-85.

371. Molnar P., Tapponier P. Cenozoic tectonics of Asia: effects of a continental collision. Science, 1975, vol. 189, p. 419-426.

372. Riedal W. Zur Mechanik geologischer Brucherscheinungen // Zentbt. Miner. Geol. Paleont. 1929. Abh. B. P. 354-368.

373. Schmid Stefan. Verformbarkeit von Gesteinen: Labordaten und Geologie // ETH-Bull., 1983, 180. P. 9-11.

374. Schmidt Volker. Mikromechnismen der Verformung unddes Bruchs fester Kurper // Z. geol. Wiss., 1982, 10, № 5. P. 563-581.

375. Tome C.N., WenkH.R., Canova G.R., Kocks U.F. Simulations of texture development in calcite: Comparison of polycrystal plasticity theories // J. Geophys. Res. B., 1991, 96, № 7. P. 11.865-11.875.

376. Willis B. Mechanics of Appalachian Structure/ U.S. Geol. Survey. An. Rept. 13. Pt. 2. 213-281. 1892.

377. Результаты микрозондового анализа гранатов с Уфимского плато

378. Ком г № п.г 1 2 3 4 5 6 7 8 9 10 11 12 13

379. Юг 36,82 36,92 37,6С 37,81 38,5" 36,ОС 35,76 34,1' 35,32 38,ЗС 37,62 35,80 43,ЗС

380. ТЮ2 0,02 0,01 0,03 0,02 0,04 - - 0,02 - 0,04 - 0,26

381. А120 20,32 19,52 19,8С 19,ЗС 17,9С 15,9" 16,4! 16,52 15,72 15,4С 17,7! 17,01 19,9'

382. Сг20 0,01 0,01 0,01 0,05 0,02 - 0,06 0,05 0,09 0,03 0,001 5,47

383. БегО 0,89 1,67 1,72 2,60 4,69 5,57 4,75 3,89 4,19 7,29 4,13 4,10 0,37

384. ГеО 37,6( 36,1С 36,71 36,9' 27,32 23,76 23,96 26,72 21,26 25,7 27,8С 24,90 8,94

385. МпО 1,15 1,20 1,74 1,68 3,17 12,4? 12,2! 0,86 3,96 0,9 3,17 12,30 0,27

386. Мё0 2,45 2,24 2,6 2,70 3,03 0,89 0,83 6,50 0,74 6,1 0,60 0,73 18,14

387. СаО 1,150 1,48 0,31 0,33 5,11 1,89 1,83 1,31 6,16 1,4 7,30 1,94 5,74

388. N320 0,07 0,06 0,04 0,06 0,05 0,11 0,09 0,04 0,01 0,07 0,06 0,09

389. Сумм; 100,4 99,23 100,6 101,5 99,86 96,71 95,92 90,08 87,41 95,25 98,50 96,87 102,4

390. Коэффициент в кристаллохимическую формулу2,996 3,03^ 3,045 3,05! 3,131 3,12' 3,11' 3,04' 3,245 3,23С 3,12! 3,085 3,058п 0,001 0,001 0,002 0,001 0,002 - - 0,001 - 0,002 - 0,014

391. А1 1,94; 1,89' 1,892 1,83' 1,712 1,63' 1,688 1,73! 1,70! 1,531 1,73' 1,727 1,662

392. Сг3+ 0,001 0,001 0,001 0,002 0,001 - 0,00' 0,002 0,006 0,002 0,001 0,304

393. Ре* 0,05! 0,104 0,10- 0,15* 0,28' 0,36' 0,312 0,261 0,291 0,462 0,255 0,272 0,0152,556 2,248 2,49' 2,49* 1,84! 1,72! 1,74! 1,99С 1,63! 1,81' 1,928 1,795 0,528

394. Мп 0,075 0,083 0,115 0,11! 0,218 0,91' 0,902 0,06! 0,308 0,06' 0,222 0,897 0,016

395. М8 0,291 0,27! 0,314 0,32! 0,366 0,11! 0,108 0,862 0,101 0,766 0,07' 0,094 1,908

396. Са 0,10С 0,13С 0,026 0,028 0,444 0,176 0,17С 0,12! 0,60' 0,12' 0,645 0,170 0,43'продолжение приложения 1)1. Миналы, %

397. Ti-андг ОД 0,1 0,2 0,1 0,2 - - од - 0,3 - 1,4

398. Анд- 2,7 - - 14,9 - 15,9 - 16,4 - 13,4 - 1,0рад ит

399. Андр+ 5,2 5,3 8,0 - 18,6 - 12,9 - 25,0 - 13,81. Скиаг.

400. Ува- 0,1 0,1 0,1 0,1 од - 0,2 0,2 0,3 0,5 - 12,6ровит

401. Грос- 0,4 - - 0,4 - - - 6Д - 8,7 -суляр

402. Пироп 9,8 9,2 10,6 10,9 12,7 3,9 3,7 28,3 3,8 2,3 2,5 ЗД 62,9

403. Аль- 84,3 82,6 79,8 77,0 64,3 46,0 49,5 56,5 61,8 44,8 67,2 52,8 18,3мандш

404. Спес- 2,6 2,8 4,0 3,9 7,6 31,3 30,9 2Д 11,6 27,6 7,4 30,3 0,6сартин

405. Кнор- - - - - - - - - - - - 3,2рИНГИ!

406. Химический состав и миналы гранатов с г. Долгой

407. ЗНАЧ! 0,6447 0,560019 0,55473 0,594813 0,545402 0,560833 0,590007 0,54577 0,585777 0,569636 0,552902 0,568914 0,486141 0,590169 0,613131 0,504726

408. Анализы выполнены на сканирующем электронном микроскопе 18М-6400 в ИГ КНЦ УрО РАН в г. Сыктывкаре. Аналитик В.Н. Филиппов.

409. Примечание: содержание 8 в 2/4а 0,32, 2/46 - 0,78, 2/4 - 0,06, 2/За - 0,39. В 4/1 примесь Бп -2,06, гп - 2,23. Примесь № в 5/52 -3,94, 2/4а -1,15,2/;- 0,65, 2/За - 0,90, 3/2 - 1,94.

410. Анализы выполнены на сканирующем электронном микроскопе 18М-6400 в ИГ КНЦ УрО РАН в г. Сыктывкаре. Аналитик В.Н. Филиппов.

Информация о работе

Кисин, Александр Юрьевич
доктора геолого-минералогических наук
Пермь, 2009
ВАК 25.00.11

Диссертация

Закономерности размещения и прогноз месторождений полезных ископаемых на основе модели блоковой складчатости - тема диссертации по наукам о земле, скачайте бесплатно

Автореферат

Похожие работы