авторефераты диссертаций БЕСПЛАТНАЯ БИБЛИОТЕКА РОССИИ

КОНФЕРЕНЦИИ, КНИГИ, ПОСОБИЯ, НАУЧНЫЕ ИЗДАНИЯ

<< ГЛАВНАЯ
АГРОИНЖЕНЕРИЯ
АСТРОНОМИЯ
БЕЗОПАСНОСТЬ
БИОЛОГИЯ
ЗЕМЛЯ
ИНФОРМАТИКА
ИСКУССТВОВЕДЕНИЕ
ИСТОРИЯ
КУЛЬТУРОЛОГИЯ
МАШИНОСТРОЕНИЕ
МЕДИЦИНА
МЕТАЛЛУРГИЯ
МЕХАНИКА
ПЕДАГОГИКА
ПОЛИТИКА
ПРИБОРОСТРОЕНИЕ
ПРОДОВОЛЬСТВИЕ
ПСИХОЛОГИЯ
РАДИОТЕХНИКА
СЕЛЬСКОЕ ХОЗЯЙСТВО
СОЦИОЛОГИЯ
СТРОИТЕЛЬСТВО
ТЕХНИЧЕСКИЕ НАУКИ
ТРАНСПОРТ
ФАРМАЦЕВТИКА
ФИЗИКА
ФИЗИОЛОГИЯ
ФИЛОЛОГИЯ
ФИЛОСОФИЯ
ХИМИЯ
ЭКОНОМИКА
ЭЛЕКТРОТЕХНИКА
ЭНЕРГЕТИКА
ЮРИСПРУДЕНЦИЯ
ЯЗЫКОЗНАНИЕ
РАЗНОЕ
КОНТАКТЫ


Pages:     | 1 | 2 || 4 |

«Структура, свойства, динамика и минерагения литосферы Восточно-Европейской платформы УДК 550.348.436 РАЗДЕЛЕНИЕ АНОМАЛИЙ АКУСТИЧЕСКОЙ ЭМИССИИ НА СОСТАВЛЯЮЩИЕ ...»

-- [ Страница 3 ] --

5 – граница максимальных амплитуд вероят ных землетрясений с магнитудой 5 и более баллов [1] Вопросы, касающиеся причин возникновения землетрясений на территории Пермско го края, достаточно подробно рассмотрены в работе [1], а также в [3, 4, 6] и в других публи кациях. В результате проведенного анализа можно заключить, что проявление землетрясений имеет тесную связь с проявлением эпейрогенеза. Высокие значения адмиттанса с большой степенью вероятности характеризуют относительно повышенное положение блоков глубин ных пород. В своих типичных чертах они могут быть связаны с многочисленными и разно образными движениями земной коры и создавать необходимые условия для формирования очагов землетрясений.

ЛИТЕРАТУРА 1. Блинова Т.С. Прогноз геодинамически неустойчивых зон. – Екатеринбург: УрО РАН, 2003. – 163 с.

2. Гершанок В.А. Районирование гравитационных аномалий на территории Пермского При камья по глубине залегания их источников / В.А. Гершанок, М.С. Чадаев // Вестн. Перм.

ун-та. Сер. Геология. – Вып. 4. – 1997. – С. 193-198.

3. Землетрясения Западно-Уральского региона и оценка уровня сейсмической опасности зон градопромышленных агломераций / А.А. Маловичко, Т.С. Блинова, Л.В. Некрасова, А.Ю.

Лебедев // Экологическая безопасность городов Урала: тез. докл. регион. науч.-техн.

конф. – Пермь: ПГУ. 1994. – С. 81-82.

4. Ибламинов Р.Г. Глубинное строение и алмазоносность Западного Урала // Проблемы ми нералогии, петрографии и металлогении: сб. науч. ст. (Науч. чтения памяти П.Н. Чирвин ского). – Вып. 2. Пермь: ПГУ, 2000. – С. 74-76.

XVI Международная конференция, Воронеж- 5. Чадаев М.С. Система глубинных разломов земной коры Пермского Приуралья на основе совместного анализа гравитационного и магнитного полей / М.С. Чадаев, В.А. Гершанок // Геофизические методы поисков и разведки месторождений нефти и газа: межвуз. сб.

науч. тр. – Пермь: ПГУ, 1998. – С. 38-46.

6. Щербинина Г.П. Связь сейсмичности Приуралья с геологической и геодинамической об становкой // Проблемы геодинамики, сейсмичности и минерагении подвижных поясов и платформенных областей литосферы: материалы междунар. конф. – Екатеринбург: Ин-т геофизики УрО РАН, 1998. – С. 226-227.

УДК 550.348.098. ИССЛЕДОВАНИЕ РЕГИОНАЛЬНЫХ КОЭФФИЦИЕНТОВ ЗАТУХАНИЯ МАКРОСЕЙСМИЧЕСКОГО ПОЛЯ НА ПРИМЕРЕ КУРЧАЛОЙСКОГО ЗЕМЛЕТРЯСЕНИЯ 11 ОКТЯБРЯ 2008 ГОДА Л.С. Чепкунас, М.И. Рыжикова Геофизическая служба РАН, г. Обнинск, Россия.

В условиях угроз возникновения чрезвычайных ситуаций, вызванных разрушитель ными землетрясениями, для принятия эффективных оперативных решений по их ликвидации важно оценить ожидаемые социальные потери. Для этого при расчетах возможных потерь и разрушений [1-4] необходимо учитывать региональные особенности закона затухания интен сивности (балльности).

Настоящее исследование проведено на Северном Кавказе, являющемся наиболее сейсмоопасной областью европейской части России.

Для анализа было выбрано Курчалойское землетрясение, произошедшее 11 октября 2008 года в 0 = 09h06m09.0s с магнитудой М = 5.6 на территории Чеченской Республики.

В расчете макросейсмической интенсивности использовались координаты макросейсмиче ского эпицентра: = 43,22N, = 46,15E, h = 10 км (личные данные М.Я. Гайсумова, фонды ГС РАН). Согласно карте Общего сейсмического районирования Российской Федерации (ОСР– 97) землетрясение произошло на границе 8- и 9-балльных зон расчетной интенсивно сти сотрясений [5].

Землетрясение ощущалось на территории 5 субъектов Российской Федерации: в Чеч не, Дагестане, Ингушетии, Осетии и Ставропольском крае, а также в Грузии, Армении и Азербайджане. Согласно данным МЧС наиболее значительные разрушения зафиксированы в Курчалойском районе. Частичные разрушения были также в Шалинском, Гудермесском рай онах, в городах Грозный и Аргун. В результате землетрясения погибли 13 человек, более были ранены. Не подлежали восстановлению около 400 домов (рис. 1, см. вкл.).

По данным [6] землетрясение ощущалось во многих населенных пунктах: в Курчалое, Бачи-Юрте, Майртупе силой VII-VIII баллов, Центора-юрт, Нойбера, Ойсхара – VII баллов, Гудермес – VI-VII баллов;

Шелковская, Шали– VI баллов;

Грозный, Зандак, Урус-Мартан – V баллов и т.д.

Для расчета интенсивности Ii на расстоянии от очага с глубиной h использовалось стандартное уравнение Шебалина Н.В. [7]:

I i = bM lg 2 + h 2 + c, где b,, c – коэффициенты уравнения макросейсмического поля.

Коэффициент затухания зависит от геолого-тектонического строения региона, от координат очага, от протяженности разрыва в очаге и т.д. [1, 8].

Рассмотрено 7 вариантов коэффициентов уравнений макросейсмического поля для различных зон Северного Кавказа [7], представленных в табл. 1.

Структура, свойства, динамика и минерагения литосферы Восточно-Европейской платформы Таблица Варианты исходных коэффициентов уравнений макросейсмического поля Коэффициенты Источник макросейсмического уравнения №№ Регион b c Северный Кавказ 1 1.6 3.1 2.2 [7] Дагестан 2 1.5 3.6 3.1 [7] Закавказье 3 1.4 3.5 4.2 [7] Азербайджан 4 1.4 3.5 3.5 [7] Дагестан (усредненный радиус) 5 1.35 3.61 3.95 [9] Юго-восточная Европа и Ближ 6 1.5 4 3.8 [10] ний Восток Дагестан 7 1.52 3.6 1.6 [11] Результаты расчетов показаны на рис. 2.

Рис. 2. Затухание интенсивности сотрясений Ii (балл) от гипоцентрального r расстояния при Курчалойском землетрясении 11 октября 2008 г. 1 Северный Кавказ [7];

2 Дагестан [7];

Закавказье [7];

4 Азербайджан [7];

5 Дагестан (усредненный радиус) [9];

6 Юго-восточная Европа и Ближний Восток [10];

7 Дагестан [11] Как видно из рис. 2, наблюденные данные находятся значительно выше кривой, построенной по коэффициентам для Дагестана [11], особенно на дальних расстояниях (r 150 км), где расхождение достигает 2 баллов и более. И ниже кривых, построенных для Северного Кавказа [7] и Закавказья [7]. Расхождения между наблюденными данными и кри выми достигают 2 баллов на близких расстояниях и не более 1 балла на дальних (r 250 км).

Пунктиром на графике показана осредненная кривая, построенная по наблюденным данным с коэффициентом затухания = 2.9. Наиболее близка к кривой, построенной по на блюденным данным, кривая, построенная по коэффициентам для Юго-восточной Европы и Ближнего Востока [10], особенно на дальних расстояниях (r 150 км). Расхождения между кривыми не превышают 0.5 балла.

Были построены гистограммы отклонений Ii между наблюденными и расчетными данными с учетом коэффициентов из табл. 1. По результатам гистограмм была составлена табл. 2 средних значение Ii и стандартных отклонений от средних значений между наблю денными и расчетными данными.

XVI Международная конференция, Воронеж- Таблица Среднее значение Ii и стандартное отклонение от средних значений между наблюденными и расчетными данными с учетом коэффициентов из табл. №№ 1 2 3 4 5 6 Среднее значение Ii -0.94 -0.41 -1.13 -0.42 -0.40 -0.41 0. Стандартное отклонение 0.49 0.49 0.48 0.48 0.49 0.56 0. Из табл. 2 видно, что наиболее близки к наблюденным данным кривые, построенные с коэффициентами для Дагестана (усредненный радиус) по [9], Дагестана и Азербайджана [7].

Кривая построенная для Юго-восточной Европы и Ближнего Востока [10] близка к наблю денным данным, но стандартное отклонение несколько больше, чем для остальных кривых.

На рис. 3 представлены гистограммы отклонений для кривых, наиболее близким к на блюденным значениям интенсивности.

Рис. 3. Гистограммы отклонений наблюденных значений интенсивности и рассчитанных по уравнению (1) с разными коэффициентами [7, 10,11] Как видно из табл. 3 на близких расстояниях (при гипоцентральном расстоянии r 150 км) те же кривые наиболее близки к наблюденным данным с небольшим увеличением по модулю на 0.6-0.8 среднего значения Ii, за исключением кривой построенной для Юго Восточной Европы и Ближнего Востока [Шебалин, 2003], среднее значение Ii увеличилось по модулю на 0.16.

Таблица Среднее значение Ii и стандартное отклонение от средних значений между наблюденными и расчетными данными с учетом коэффициентов из таблицы 1 на близких расстояниях №№ 1 2 3 4 5 6 Среднее значение Ii -0.92 -0.49 -1.18 -0.48 -0.48 -0.57 0. Стандартное отклонение 0.49 0.47 0.47 0.47 0.47 0.48 0. Как видно из табл. 4, на дальних расстояниях (при r 150 км) наиболее близка к на блюденным данным кривая, построенная с коэффициентами для Юго-Восточной Европы и Ближнего Востока (Шебалин, 2003).

Таблца Среднее значение Ii и стандартное отклонение от средних значений между наблюденными и расчетными данными с учетом коэффициентов из таблицы 1 на дальних расстояниях №№ 1 2 3 4 5 6 Среднее значение Ii -1.01 -0.18 -0.96 -0.26 -0.17 0.06 1. Стандартное отклонение 0.47 0.49 0.49 0.49 0.49 0.51 0. Структура, свойства, динамика и минерагения литосферы Восточно-Европейской платформы Авторы благодарят сотрудников Дагестанского и Северо-Осетинского филиалов ГС РАН, лаборатории сейсмического мониторинга Кавказских Минеральных Вод, начальника станции Грозный Гайсумова Малика Якубовича, начальника станции Гофицкое Фабри циуса Владимира Зигфридовича и др. за сбор макросейсмических сведений о сотрясаемости в результате Курчалойского землетрясения.

ЛИТЕРАТУРА 1. Frolova N., Larionov V., Bonnin J., Rogozhin Eu., Starovoit O., Chepkunas L. Scenario earth quake consequences and seismic risk mapping: case study for the northen Caucasus // First European Conference on Earthquake Engineering and Seismology (a joint event of the 13-th ECEE & 30-th General Assembly of the ESC) Geneva, Switzerland, 3-8 September 2006.

2006. 1266 р.

2. Frolova N., etc. Scenario earthquake consequences and seismic risk mapping: case study for the northen Caucasus // First European Conference on Earthquake Engineering and Seismology (a joint event of the 13-th ECEE & 30-th General Assembly of the ESC) Geneva, Switzerland, 3- September 2006. 2006. 1266 р.

3. Габсатарова И.П. Чепкунас Л.С. Параметры уравнения макросейсмического поля для Се веро-Кавказского региона // Современные методы обработки и интерпретации сейсмоло гических данных: Мат. Второй Международной школы, Пермь, 13-17 августа 2007 г.

Обнинск: ГС РАН, 2007. С. 83-88.

4. Габсатарова И.П. Чепкунас Л.С. Исследование параметров уравнения макросейсмическо го поля на примере Нижнекубанского землетрясения 9 ноября 2002 года // Сб. материалов международной научной конференции Уроки и следствия сильных землетрясений (к 80 летию разрушительных землетрясений в Крыму). Симферополь, 2007. С. 20-22.

5. Уломов В.И., Шумилина Л.С. Комплект карт общего сейсмического районирования тер ритории Российской Федерации – ОСР-97. Масштаб 1:8 000 000. Объяснительная записка и список городов и населенных пунктов, расположенных в сейсмоактивных районах. – М.: ИФЗ РАН, 1999. – 57 с.

6. Оперативный сейсмологический бюллетень ГС РАН. 2009.

7. Новый каталог сильных землетрясений на территории СССР с древнейших времен до 1975 г // Под ред. Н.В. Кондорской, Н.В. Шебалина. – М: Наука, 1977. С. 20-26.

8. Фролова Н.И., Козлов М.А., Чепкунас Л.С., Малаева Н.А. Учет региональных особенно стей затухания сейсмической интенсивности при оценке потерь от землетрясений // Проблемы снижения природных опасностей и рисков. Материалы Международной науч но-практической конференции ГЕОРИСК – 2009. Т. I. М.: Российский университет дружбы народов, 2009. С. 286-291.

9. Асманов О.А., Даниялов М.Г., Левкович Р.А. Уравнение макросейсмического поля тер ритории Дагестана с учетом его анизотропии // Мат. Междунар. сейсмологической шко лы "Современные методы обработки и интерпретации сейсмологических данных". Об нинск: ГС РАН, 2006. С. 20-22.

10. Шебалин Н.В. Количественная макросейсмика // Магнитное поле земли: математические методы описания. Проблемы макросейсмики. Вычислительная Сейсмология. Вып. 34.

М.: Геос, 2003. С. 179.

11. Быстрицкая Ю.В. Соотношение и сопоставление макросейсмических инструментальных данных (Дагестанские землетрясения) // Сейсмичность и гидрогазогеохимия территории Дагестана. ИГ Даг ФАН СССР, 1978. № 2(17). С. 78-84.

XVI Международная конференция, Воронеж- УДК 551.248.2. ПРИМЕНЕНИЕ МОРФОМЕТРИЧЕСКОГО АНАЛИЗА ДЛЯ РЕКОНСТРУКЦИИ НЕОТЕКТОНИЧЕСКОГО РЕЖИМА ЮЖНО-ТАТАРСКОГО СВОДА И.Ю. Чернова, Д.И. Хасанов, И.И. Нугманов Казанский (Приволжский) федеральный университет, г. Казань, Россия Несмотря на то, что Южно-Татарский свод (ЮТС) является наиболее изученной структурно-тектонической единицей в пределах Республики Татарстан, существует немало вопросов связанных с прогнозированием местоположения новых залежей как внутри границ ЮТС, так и в непосредственной близости от них. Многими геологами отмечалось, что места образования залежей коррелируют с местами активизации тектонических процессов [1-4].

Кроме того, было замечено, что в пространстве местоположение залежей смещается согласно смещению центров активизации тектонических процессов [2]. Во многих случаях при реше нии задач обнаружения залежей УГВ неотектоническому фактору отводится ведущая роль [4].

Для платформенных равнин с хорошо развитой эрозионной и гидрографической се тью Философовым В.П. [5] был разработан морфометрический метод обнаружения тектони ческих структур. Этот метод был использован авторами для исследования неотектонического режима территории Республики Татарстан (РТ), и территории ЮТС в частности.

Суть метода заключается в построении и интерпретации серии морфометрических по верхностей. Исходными данными являются цифровая модель рельефа и сеть водотоков, включающая постоянные и временные потоки. Первым шагом расчета морфометрических поверхностей является построение карты порядков водотоков и карты порядков водораз дельных линий. Порядок водотоков определяют по правилу Хортона [5]. За поток 1-го по рядка принимается элементарный поток, в который не впадает ни один поток. При слиянии двух потоков 1-го порядка образуется поток 2-го порядка. Слияние двух потоков 2-го поряд ка дает поток 3-го порядка и т.д.

При восходящих тектонических движениях возникают растяжения верхних частей земной коры и, как следствие этого, растрескивание горных пород. По вновь образованным трещинам закладываются долины, вызывая возрастание порядков нижележащих долин. При нисходящих тектонических движениях наблюдается сжатие верхней части земной коры, в результате чего часть трещин ликвидируется. Долины низших порядков, заполняясь осадка ми, перестают существовать, что влечет за собой уменьшение порядков долин и водоразде лов на значительной территории.

Однопорядковые водотоки (реки) при одинаковых физико-географических и геологи ческих условиях примерно с одинаковой эрозионной силой воздействуют на рельеф и одина ково реагируют на тектонические структуры соответствующего порядка. Реки разных поряд ков реагируют на структуры примерно одного и того же размера и тектонической активности неодинаково. Долины низших порядков имеют голоценовый и позднечетвертичный возраст.

Долины более высоких порядков обычно значительно старше. Из-за тектонических пере строек они могут состоять из фрагментов разного возраста.

Порядки водораздельных линий определяются аналогично. Для региона исследования было обнаружено 8 порядков речных долин и 7 порядков водораздельных линий. Таким об разом, мы можем проследить, не менее 7-ми этапов истории неотектонической активности данного региона.

Имея одни и те же исходные данные можно построить множество морфометрических поверхностей. Наиболее распространены базисные и вершинные поверхности и их разности.

Базисной поверхностью называют поверхность, объединяющую местные базисы эрозии.

Базисные поверхности различают по порядкам. Базисная поверхность 1-го порядка Структура, свойства, динамика и минерагения литосферы Восточно-Европейской платформы объединяет местные базисы эрозии долин всех порядков, базисная поверхность 2-го порядка объединяет местные базисы эрозии долин 2-го, 3-го и всех более высоких порядков и т.д. Ба зисные поверхности низших порядков лишь незначительно отличаются от топографической поверхности. Поверхности более высоких порядков уже заметно отличаются от последней (рис. 1, 2). Базисная поверхность наиболее высокого порядка является нижним пределом де нудационной поверхности выравнивания, к которой стремится рельеф на данном этапе сво его развития. Вершинной поверхностью называют огибающую поверхность, которая прохо дит через водораздельные линии. Таким образом, вершинные поверхности расположены выше современного рельефа. Вершинные поверхности низших порядков также незначитель но отличаются от дневного рельефа. Вершинная поверхность высшего порядка показывает, как бы выглядел рельеф, если бы имели место одни вертикальные движения земной коры при отсутствии эрозии и денудации. Она представляет собой верхний предел высот рельефа, совпадая с наиболее древней поверхностью выравнивания или с ее останцами.

Карты базисных и вершинных поверхностей показывают, как тектонические структу ры различного порядка проявляются в морфоструктурах различного порядка (рис. 1-3). Пря молинейные отрезки древних долин, как правило, приурочены к глубоким разломам, уходя щим в фундамент платформы. В настоящее время широко распространены представления о глыбово-блоковом характере строения кристаллического фундамента и осадочного чехла.

Базисные поверхности высокого порядка (6-го и 7-го), а также, вершинная поверхность 5 по рядка (рис. 3) служат хорошей иллюстрацией данного положения. Эти поверхности иллюст рируют наиболее крупные блоки земной коры данного региона. Видно, что блок, соответст вующий Мелекесской впадине находится в опущенном состоянии. Блок, соответствующий Южно-Татарскому своду, поднят выше всех других блоков. К тому же он рассечен крупны ми региональными разломами. Таким образом, разломные зоны, ограничивающие крупные неотектонические структуры и их фрагменты, пересекают весь осадочный чехол и проника ют в фундамент.

Более интересны для анализа неотектонической активности разностные карты, т.к.

они позволяют изучать рельеф в процессе его развития. Например, историю развития релье фа можно проследить по разностям базисных поверхностей смежных порядков. Разности ба зисных поверхностей показывают алгебраическую сумму вертикальных движений земной коры и эрозии за определенные промежутки времени: 1-го и 2-го порядка, 2-го и 3-го – ин тервалы времени между самыми поздними этапами неотектонической активности, 3-го и 4 го, а также 4-го и 5-го и более высоких порядков интервалы времени между более ранними этапами неотектонической активности. Положительные разности (светлые оттенки серого цвета) говорят о поднятиях земной коры (рис. 4-7).

Разность базисных поверхностей 7-го и 8-го порядков показывает, что на самых ран них этапах неотектонической активности максимальный подъем испытала западная часть Южно-Татарского свода (рис. 4). Затем центральная часть, с образованием полукольцевой структуры (рис. 5). На следующих этапах развитие кольцевой структуры продолжилось: в районе Ромашкинского купола мы наблюдаем вложенные друг в друга кольцевые зоны, ко торые перемещались относительно друг друга с амплитудой порядка 50 м (рис. 6). Цепочки локальных поднятий, проявляющиеся на картах разностей 2 и 3 порядков, 3 и 4, 4 и 5 поряд ков соответствуют некоторым структурам 2-го порядка (валы и валообразные зоны), форми рование которых еще не завершено. Амплитуда поднятий – 50-100 м. Следует заметить, что оценки амплитуд вертикальных движений, полученные по разностям базисных поверхностей приблизительны (часто занижены), т.к. в каждом конкретном месте невозможно учесть пол ный объем эрозии и аккумуляции.

Более объективную оценку амплитуд вертикальных движений за каждый неотектони ческий этап дает другой тип разностных морфометрических поверхностей: разность между вершинной и базисной поверхностями одного и того же порядка. В этом случае оценка ам плитуды вертикальных движений будет соответствовать глубине эрозионного вреза.

XVI Международная конференция, Воронеж- Разность между вершинной и базисной поверхностью 1-го порядка дает оценку ин тенсивности вертикальных движений за последний этап неотектонической истории, разность между вершинной и базисной поверхностью 2-го порядка дает суммарную оценку интенсив ности вертикальных движений за последний и предпоследний этапы неотектонической исто рии региона и т.д. Разность между вершинной и базисной поверхностью 7-го порядка дает суммарную оценку интенсивности вертикальных движений за весь неотектонический период развития рельефа. Рис. 7 демонстрирует, что кумулятивная величина эрозионного вреза на территории Южно-Татарского свода имеет максимальные значения. Причем амплитуда эро зионного вреза характеризуется величинами в сотни метров. А это говорит о том, что терри тория ЮТС систематически испытывала интенсивные положительные вертикальные движе ния.

Очевидно, что тектонический режим ЮТС не был спокойным и претерпевал измене ния на всем наблюдаемом промежутке времени (т.е. с неогена и до настоящего времени).

Структурообразующая роль различных фаз новейших движений была неодинаковой. Южно Татарский свод, как положительная морфоструктура I порядка, резко обособился уже в пер вый неотектонический цикл, создав главные орографические направления (в окружении от рицательных морфоструктур Мелекесской, Верхнекамской впадин). Структуры II-III по рядков типа валов, поднятий, прогибов закладывались и обособлялись при дифференциро ванных движениях в течение последующих неотектонических циклов. Крупные положи тельные морфоструктуры в процессе своего развития испытывали прогрессивное поднятие, прерываемое незначительными замедлениями тектонической активности, а крупные отрица тельные морфоструктуры формировались в условиях направленного опускания с периодами небольших поднятий. В эти движения были вовлечены (и продолжают участвовать) участки земной коры большой мощности, включая осадочный чехол и фундамент. Результаты этих движений отчетливо видны на поверхностях, представляющих кровли различных стратигра фических подразделений (рис. 8). Таким образом, ЮТС представляет собой крупную сквоз ную тектоническую структуру с высокой степенью активности. Вероятнее всего, новейшие дифференцированные движения блоков земной коры в пределах ЮТС не создали качествен но новые структурные формы во всей осадочной толще. Но проявили себя при формирова нии структуры чехла в изменении гипсометрического положения нефтегазоносных горизон тов и ранее созданных структурных ловушек. В условиях преимущественно восходящих движений объем ловушек увеличивался, что, естественно, должно было сказаться на их про дуктивности.

Рис. 1. Базисная поверхность 3-го порядка Рис. 2. Базисная поверхность 7-го порядка и гра ницы тектонических структур I порядка Структура, свойства, динамика и минерагения литосферы Восточно-Европейской платформы Рис. 3. Вершинная поверхность 5-го порядка Рис. 4. Разность базисных поверхностей 7-го и 8-го порядков и границы тектонических струк тур I порядка Рис. 5. Разность базисных поверхностей 6-го Рис. 6. Разность базисных поверхностей 5-го и и 7-го порядков и границы тектонических 6-го порядков и границы тектонических струк структур I порядка тур I порядка Рис. 7. Разность вершинной и базисной по- Рис. 8. Рельеф дневной поверхности и кровли верхностей 6-го порядка и границы тектони- различных стратиграфических подразделений ческих структур I порядка XVI Международная конференция, Воронеж- ЛИТЕРАТУРА 1. Александрова С.Р., Смирнов С.Р. Влияние неотектонических движений как современной фазы геодинамической эволюции древних платформенных образований на внутреннее строение осадочного чехла. / Тезисы второй международной конференции Геодинамика нефтегазоносных бассейнов. Т. I. М., 2004. С. 127-128.

2. Климов С.В. Роль геодинамических и флюидодинамических процессов в формировании и пространственно-временном размещении многопластовых месторождений Северного Приобья Западной Сибири.

3. Кутырев Е.Ф. Концепция эволюционного формирования и переформирования залежей углеводородов и содержащих их ловушек. // Тезисы второй международной конференции Геодинамика нефтегазоносных бассейнов. Т. I. М., 2004. С. 72-77.

4. Ласточкин А.Н. Неотектонические движения и размещение залежей нефти и газа. Л.:

Недра, 1974. 68 с.

5. Философов В.П. Основы морфометрического метода поисков тектонических структур.

Саратов: Изд-во Сарат. ун-та, 1975. С. 232.

ЗОЛОТОПЛАТИНОМЕТАЛЛЬНЫЕ РУДООБРАЗУЮЩИЕ СИСТЕМЫ И ИХ ЭВОЛЮЦИЯ В ПРОЦЕССЕ ФОРМИРОВАНИЯ ДОКЕМБРИЙСКОЙ ЛИТОСФЕРЫ (ЦЕНТРАЛЬНАЯ РОССИЯ) Н.М. Чернышов Воронежский государственный университет, г. Воронеж, Россия Центральный регион России (в рамках ВКМ) – крупный (600 х 1000 км) сегмент Вос точно-Европейской платформы, характеризуется высоким нераскрытым минерагеническим потенциалом природных и техногенных источников благородных металлов. Пространствен но и генетически связанные с разнотипными породными ассоциациями разномасштабные золото-платиноносные месторождения и рудопроявления в совокупности образуют специ фические рудообразующие системы (РС) – целостные природные сообщества рудных фор маций, являющихся производными единых неоднократно повторяющихся во времени и про странстве петрорудногеохимических процессов. Вместе с тем, они являются, по-существу, лишь составными частями определенных структурно-вещественных комплексов (СВК), объ единяющих сопряженные во времени и пространстве стратифицированные метаморфические и вулкано-интрузивные породные ассоциации, которые в совокупности наиболее полно от ражают специфику геодинамических и эндогенных режимов формирования коры континен тального типа [2, 3, 7, 11, 12].

Пространственно-генетическая связь золото-платинометалльного оруденения с раз личными по составу и формационной принадлежности рудообразующими и рудоконтроли рующими СВК, сформировавшимися в геодинамических режимах наиболее интенсивной эн догенной активности и структурной дифференциации земной коры, обуславливают в сово купности многообразие формационно-генетических типов золото- и золото-платино металльных месторождений и рудопроявлений (табл. 1), поливариантный характер распре деления количественных содержаний элементов платиновой группы (ЭПГ) и соотношений Структура, свойства, динамика и минерагения литосферы Восточно-Европейской платформы их ассоциаций с сидерофильными и халькофильными элементами [2, 4, 7, 13, 14]. Эти же факторы, контролирующие закономерности размещения и термодинамическую обстановку рудообразующих систем, определяют минералого-геохимический облик, масштабы и сте пень продуктивности оруденения [2, 3, 4, 9, 11].

Подобно другим докембрийским структурам Земли [1, 2, 3, 6, 11, 12, 14], наиболее ха рактерной особенностью металлогении ВКМ является тесная пространственно-временная связь, возрастание спектра и степени продуктивности золото- и золото-платиноносных РС по мере последовательной смены геодинамических режимов формирования сравнительно мощ ной (43-50 км) слоисто-блоковой коры континентального типа и её длительной (мезоархей протерозой) структурно-вещественной эволюции [1, 5, 8, 9, 10].

Относительно слабая дифференцированность мезоархейской земной коры, сравни тельно небольшое разнообразие формационных типов магматогенных пород производных пикрит(?)-коматиит-базальтовой магмы, которые совместно с плагиогранито-гнейсовыми образованиями принадлежат, по-существу, к единому петролого-геодинамическому конти нууму, определяют, в целом, малую продуктивность СВК на благородные металлы. С этим этапом связаны: а) платиносодержащая сульфино-медно-никелевая рудномагматическая сис тема (РМС), ассоциирующая с коматиит-базальтовыми вулканитами и их интрузивными ко магматами (бесединский тип;

см. табл. 1) и золото(Au = 1,3-7,5 г/т) платинометалльное (ЭПГ 5 г/т) в высокоуглеродистых плагиогнейсах (обоянский тип;

[10, 12]).

Возрастание степени дифференцированности и латеральной неоднородности в про цессе энсиалического рифтогенеза и сопряженных с ним термодинамических обстановок глубинного петрогенезиса обусловили появление в неоархее заметно большего разнообразия СВК, усложнение состава и структуры слагающих их формационных рядов магматических и метаморфических породных ассоциаций, существенное расширение спектра и продуктивно сти рудных формаций [7, 11]. В их числе: а) платиносодержащая сульфидно-медно никелевая (син- и эпигенетического типов), ассоциирующая с коматиитами михайловской серии и комагматичными им интрузивными ультрамафитами, представляющими собой лишь отдельные члены единой РМС (авильский тип, табл. 1);

б) золото- и палладийсодержащая колчеданная среди основных вулканитов михайловской серии (авильский тип);

в) золоторуд ная сульфидно-кварцевая в средних и кислых вулканитов и железисто-кремнистых пород (южнороутецкий тип).

Металлогенический облик и высокая степень продуктивности раннепротерозойского цикла отражает исключительное многообразие неоархейских рифтогенных структур, слож ные процессы субдукции, сопровождающиеся рассеянным спредингом, коллизией и ранне платформенным этапом длительного (порядка 700 млн. лет) формирования коры континен тального типа и её структурно-вещественной эволюции. С процессами заложения на неоар хейских зеленокаменных поясах раннепротерозойских рифтогенных структур в пределах ме габлока КМА связано формирование: а) золото- и золото-платиносодержащих железорудных месторождений-гигантов (в объёме курской серии);

б) значительное по запасам и ресурсам, полигенное по генетической природе, золото-платинометалльное оруденение в межрудных сланцах курской серии (старооскольский тип) и перекрывающих ее высокоуглеродистых сланцевых толщах и их метасоматитах тимской свиты оскольской серии (тимской тип), а также в ассоциации с углеродистыми сульфидизированными сланцами и гнейсами воронцов ской серии Хопёрского мегаблока (воронцовский тип);

в) уран-платиноидно-золото-платино содержащие конгломераты в основании курской серии [7, 11-13].

XVI Международная конференция, Воронеж- Таблица Ведущие генетические и потенциально-промышленные типы золото-платиноносных рудных формаций Воронежского кристаллического массива (Центральная Россия) Структура, свойства, динамика и минерагения литосферы Восточно-Европейской платформы В этом ряду разномасштабных по ресурсам проявлений золото- и золото-платино металльного оруденения ныне особое значение представляют высокие концентрации Au и ЭПГ в сверхкрупных и крупных, в том числе отрабатываемых (Михайловское, Лебединское, Стойленское) месторождениях, в пределах которых выделены шесть генетически различных (включая техногенные) типов благороднометалльного оруденения [13, 14].

Каждый из этих типов характеризуется специфическими условиями локализации, морфологией и масштаба ми рудных залежей, особенностями минерализации, содержаниями благородных металлов и практической значимостью: 1) осадочно-метаморфогенный рассеянный (обширные площади развития железистых кварцитов в пределах месторождений) с низкими содержаниями Au (0,02-0,12 г/т) и ЭПГ (до 0,05 г/т);

2) один из наиболее крупных по ресурсам ЭПГ и Au (пер вые тысячи тонн) стратиформный метаморфогенно-метасоматический сульфидизированных контактовых зон (мощностью 40-90 м и протяжённостью до 70 км) железистых кварцитов с подстилающими сланцами (Au = 0,54-6,18 г/т, Pt = 0,12-0,30 г/т, Pd = 0,58-0,77 г/т) и внутри рудных углеродсодержащих толщ (Au = 2,6-36,6 г/т, Ag = 91-540 г/т, Pt = 0,14-0,28 г/т, Pd до 0,57 г/т);

3) гидротермально-метасоматический (линзы и жилы метасоматитов, протяжённо стью первые сотни метров при мощности до 3-5 м;

Au = 0,6-6,2 г/т иногда до 35,8 г/т, ЭПГ = 0,3-0,5 г/т);

4) гипергенно-метасоматический в зонах развития линейных кор выветри вания (богатые мартитовые руды;

Au = 0,64-4,30 г/т, иногда до 41,7 г/т, Pd до 1,5 г/т);

5) оса дочный (базальные горизонты зон несогласий: докембрий, фанерозой и фосфоритовые плиты девона;

Au=0,53 г/т, Pt = 0,15 г/т, Pd = 1,70 г/т, РЗЭ = 556,3 г/т, U = 12,2-23,6 г/т);

6) техно генный (промпродукты-хвостоотвалы действующих ГОКов с высокими концентрациями ЭПГ до 1,6 г/т, Au = 25,0-43,5 г/т в песках гидроциклона и Pd = 0,4 г/т, Pt = 0,2 г/т и Au = 15, г/т в немагнитной фракции). Одним из наиболее крупных по ресурсам ЭПГ и Au является стратиформный тип, наиболее полно проявившийся в пределах Михайловского железоруд ного узла [13, 14].

Многообразие геодинамических обстановок (реактивация мезоархейских рифтов, ты ловой рассеянный спрединг, шарьяжирование), возникших в результате сложного взаимо действия континентов (КМА, Хопёрского), обусловило высокую степень эндогенной актив ности, разноуровневый характер очагов магмагенерации, существенное возрастание роли ас симиляционных процессов мантийными расплавами корового материала и, как следствие, исключительное многообразие РМС. Среди них: а) платиносодержащая хромитовая и тита номагнетитовая (садовский и смородинский типы);

б) малосульфидная платинометалльная (елань-вязовский, ольховский типы);

в) платиноидно-золоторудная в вулканических брекчи ях [7, 11].

С этим этапом связаны и наиболее важные в промышленном отношении сульфидные платиноидно-медно-никелевые месторождения двух типов: а) мамонский (Нижнемамонское, Подколодновское, Юбилейное месторождения и свыше 30 разномасштабных проявлений), ассоциирующий с дунит-перидотит-пироксенит-габброноритовой (возраст 2100-2080 ± млн. лет);

б) еланский (Еланское, Ёлкинское месторождения и около 20 рудопроявлений), генетически связанный с субвулканической ортопироксенит-норит-диоритовой (2065 2050 ± 14 млн. лет) формациями рассеянного спрединга и реактивизированных структур Хо пёрского мегаблока ВКМ и резко возросшей роли плюмовых процессов. Специфические ус ловия формирования пород и руд из гибридного кремнисто-магнезиального (бонинитопо добного) сульфидоносного расплава, возникшего в результате контаминации исходных ман тийных (коматиитовых) магм коровым материалом, определяют уникальность структурно вещественных, петролого-геохимических и рудно-формационных граничных признаков крупного по запасам и ресурсам еланского типа платиноидно-медно-кобальт-никелевой РМС [2, 3, 14].

Металлогенический облик коллизионного (орогенного) этапа развития ВКМ опреде ляется преимущественно процессами мантийно-корового взаимодействия в зонах повышен ных тепловых потоков [5, 9, 10-12]. С этим этапом обнаруживают пространственную и гене XVI Международная конференция, Воронеж- тическую связь ряд магматогенно-гидротермальных и метаморфогенных золоторудных и зо лото-платинометалльных типов в зонах объёмного катаклаза (Кшенский и др.).

Специфика металлогенического облика СВК раннеплатформенного этапа, состав и за кономерности размещения золото-платинометалльного оруденения определяются глубинно стью подкоровых выплавок магматических расплавов и локализацией ассоциирующих с ни ми РМС преимущественно в зонах глубинных, нередко реактивизированных разломах и "го рячих точках" в условиях прогрессивно стабилизирующей мегаструктуры ВКМ как состав ной части Восточно-Европейской платформы. Среди РМС этого этапа выделяются: а) золо то-сульфидно-кварцевая в вулканитах глазуновской серии;

б) платиносодержащая сульфид ная медно-никелевая и в) малосульфидная платинометальная в дифференцированных трок толит-габбро-долеритовых (трапповых) интрузивах смородинского и новогольского ком плексов (смородинско-новогольский тип);

г) платиносодержащая апатит-магнетитовая в кар бонатитах дубравинского щелочно-ультрамафитового комплекса КМА [5, 11].

Таким образом, смена геодинамических и эндогенных режимов в процессе длительно го (AR1-PR12) формирования докембрийской литосферы ВКМ сопровождалось: 1) изменени ем типов СВК, составов и формационной принадлежности входящих в них магматических образований;

2) возрастающим разнообразием магматических и метаморфических формаций, увеличением мафитовых породных ассоциаций и роли ассимиляционных процессов, внутри камерной дифференциации и флюидно-магматического расслоения, типов метаморфических преобразований;

3) возрастанием спектра золото- и золото-платиноносных РС и степени их продуктивности, при общем тренде увеличения в них роли Au и Pd относительно Pt.

Работа выполнена при финансовой поддержке РФФИ (грант №08-05-00158а), Гранта Президента РФ Ведущие научные школы (НШ-2211.2008.5), РФФИ и Госконтракта Рос наука №02.740.11.021.

ЛИТЕРАТУРА 1. Бочаров В.Л., Чернышов Н.М. Эндогенные реликты раннего докембрия Воронежского кристаллического массива // Эндогенные реликты формирования земной коры и рудооб разования в раннем докембрии. Л.: Наука. 1985. – С.192-205.

2. Додин Д.А., Чернышов Н.М., Яцкевич Б.А. Платинометальные месторождения России. – СПб.: Наука, 2000. 755 с.

3. Додин Д.А., Додина Т.С., Золоев К.К., Коротеев В.А. Платина России: состояние и пер спективы // Литосфера. № 1. 2010. С. 3-36.

4. Маракушев А.А. Положение платиновых металлов в системе экстермальных состояний химических элементов и формационные типы их месторождений // Платина России: Про блемы развития минерально-сырьевой базы платиновых металлов. М.: АО Гео информмарк, 1994. С. 206-227.

5. Ненахов В.М., Стрик Ю.Н., Трегуб А.И., Холин В.М., Шабалин М. И. Минерагенические исследования территорий с двухъярусным строением (на примере ВКМ). М.: ГЕО КАРТ-ГЕОС, 2007. 284 с.

6. Рундквист Д.В., Минц М.В., Чернышов Н.М. и др. Металлогения рядов геодинамических обстановок раннего докембрия. М.: Изд-во ВСЕГЕИ, 1999. 399 с.

7. Чернышов Н.М. Формационно-генетическая типизация платинометалльного оруденения докембрия Центральной России для целей прогноза // Платина России. Проблемы разви тия минерально-сырьевой базы платиновых металлов. Кн.1. Т. 2. М., 1995. С. 126 130.

8. Чернышов Н.М., Ненахов В.М., Лебедев И.П., Стрик Ю.Н. Модель геодинамического развития ВКМ в раннем докембрии // Геотектоника. № 3. 1997. С. 21-30.

9. Чернышов Н.М. Основные черты геодинамики и минерагении Воронежского кристалли ческого массива // Проблемы геодинамики и минерагении Восточно-Европейской плат Структура, свойства, динамика и минерагения литосферы Восточно-Европейской платформы формы: Мат. Междунар. конф. 14-18 октября 2002 г. Т. 1. – Воронеж, 2002. С. 144 149.

10. Чернышов Н.М., Ненахов В.М. Структура, эволюция геодинамических режимов и мине рагения ВКМ // Тектоника и геофизика литосферы: Мат. XXXV тектон. совещ., г. Москва, 29-30 января 2002 г. Т. 2. – М., 2002. С. 301-305.

11. Чернышов Н.М. Платиноносные формации Курско-Воронежского региона (Центральная Россия). – Воронеж: Изд-во Воронеж. гос. ун-та, 2004. – 448 с.

12. Чернышов Н.М. Золото-платинометалльное оруденение черносланцевого типа Курско Воронежского региона (Центральная Россия) Воронеж: Издат.-полиграф. центр Воро неж. гос. ун-та, 2007. 177 с.

13. Чернышов Н.М. Типы и минеральный состав золото-платинометалльного оруденения железорудных месторождений-гигантов КМА (Центральная Россия) // Докл. РАН. Т.

430. № 3. 2010. С. 395-399.

14. Чернышов Н.М. Платиноносные формации Воронежского кристаллического массива (Центральная Россия) // Мат. Междунар. симпозиума: Платина в геологических формаци ях мира. Красноярск: КНИИГиМС, 2010.

ГЕОДИНАМИЧЕСКИЕ И МИНЕРАГЕНИЧЕСКИЕ РЯДЫ В ОБЩЕЙ МОДЕЛИ ЭВОЛЮЦИИ ДОКЕМБРИСКОЙ ЛИТОСФЕРЫ (НА ПРИМЕРЕ ВКМ) Н.М. Чернышов, В.М. Ненахов Воронежский государственный университет, г. Воронеж, Россия Широкий возрастной интервал, охватывающий более 3-х млрд. лет, делает Воронеж ский кристаллический массив (ВКМ) – крупный (1000600 км) сегмент Восточно-Европейс кой платформы (ВЕП), в определённой степени эталонным объектом для установления ос новных закономерностей геодинамических режимов эволюции литосферы и связанных с ни ми рудообразующих систем, образующие в совокупности специфические ряды. В пределах ВКМ выделяются разнотипные по механизмам геодинамических и сопровождающих их ру дообразующих процессов структуры, относящиеся к раннеархейским гранит-зеленокамен ным областям (ГЗО), позднеархейским (неоархейским) зеленокаменным поясам (ЗП), сфор мировавшимися в условиях раннего рифтогенеза, структуры палеопротерозоя, развитие ко торых происходило по различным сценариям в Хопёрском и Курском мегаблоках ВКМ и разделяющей их Лосевской шовной зоны (ЛШЗ), сохраняющей характер взаимодействия двух важнейших компонентов – Сарматии и Волго-Уралии – основных элементов древнего основания ВЕП.

Обобщённая модель геодинамических и рудообразующих процессов в длительной многоэтапной эволюции становления докембрийской литосферы ВКМ, в основу которой по ложены авторские данные [2, 3, 6-9] и работы других исследователей [1, 4, 5 и др.], иллюст рируется таблицей 1 и рядом рисунков (рис. 1-3).

Геодинамика и минерагения раннего архея. Раннеархейская эпоха становления ли тосферы связана с механизмом формирования своеобразных доменов межплюмового торо шения и последующей многоэтапной их амальгамирования с образованием континентальных разномасштабных нуклеократонов с кружевным характерным для ранних зеленокаменных поясов (ЗП-1) рисунком и высокой изменчивостью состава пород (рис. 1а, б, в). Результаты предложенного геодинамического механизма отчетливо проявляются в Курской ГЗО и осо бенно в Курско-Бесединском и других подобных блоках с известными тремя типами подоб ных ассоциаций (брянской, россошанской и донской) в составе обоянского СВК [2, 7 и др.].

XVI Международная конференция, Воронеж- Таблица Геодинамические и минерагенические ряды в общей эволюции формирования докембрийской литосферы (на примере ВКМ) Состав структурно Тип геодинамического режима, Рудообразующие системы вещественных комплексов его механизм и особенности (рудные формации) (СВК) 1. Геодинамика и минерагения ГЗО (ранний архей) Нуклеарный, механизм формирова- Континиум ТТГ-ассоциации (в т.ч. 1. Железисто-кремнистая ния призм (доменов) межплюмового гранито-гнейсовые купола), амфи- метабазитовая (высокожеле торошения и многоэтапного после- болитов (в т.ч. ультраметамафито- зистые образования брян дующего слипания (амальгамирова- вого состава) и железисто-крем- ского типа);

ния) доменов с формированием кон- нистых гранулитов 2. Сульфидная медно-нике тинентальных нулеократонов левая;

3. Колчеданная;

4. Хромшпинелид-магнети товая;

5. Ильменит-магнетитовая;

6. Платино-палладиевая в пироксенитах и горнбленди тах;

6. Золото-платинометалль ные в графитизированных гнейсах.

2. Геодинамика и минерагения ЗП (поздний архей) Энсиалический рифтогенез внутри Вулканогенно-осадочная (разно- 1. Железисто-кремнисто континентальной ТТГ-коры (I этап) с типные гнейсы, железисто-крем- метабазитовая.

последующей коллизией с элемента- нисто-карбонатные кварциты, ме- 2. Сульфидная медно-нике ми А-субдукции и суперколлизии (II тапесчаники);

вулканические и левая платиносодержащая этап), завершающийся массовым вулкано-интрузивные ассоциации (син- и эпигенетическая) в внедрением калиевых гранитов и коматиит-базальтов и риолит-да- ассоциации с коматиитами и повсеместной калишпатизацией по цит-базальтов, риодацитов, комаг- их интрузивными комагма всему ареалу распространения ар- матичных им дунит-перидоти- тами.

хейских структур. Явно выраженная товых железногорского комплек- 3. Хромитовая с повышен линейность ЗП-2, как отражение са, тарасовский габбро-диабазо- ным содержанием ЭПГ.

возможного плейтотектонического вый – дайковый, салтыковский – 4. Золото-палладий механизма. мигматит-плагиогранитный (3013 содержащая колчеданная ± 80 млн. лет), атамановский ще- среди вулканитов.

лочных гранитов (2528±4,9 млн. 5. Золоторудная (сульфидно лет), ультракалиевые риолиты кварцевая) в железисто (2590±88 млн. лет) кремнистых породах.

6. Графитовая.

7. Силикатного никеля в ко рах выветривания.

8. Вольфрамит-молибде нитовая и др.

3. Геодинамическая эволюция и минерагения раннепротерозойских, различных по своей природе структур 3.1. Структура КМА Выделяется четыре этапа: Отложения курской железорудной 1.Золото-платино-урано 1. Протоплатформенный (2500-2300 серии и роговской и белгородской носная кварцевых конгломе млн. лет;

Сазонов и др., 1998), кото- свит оскольской серии. ратов;

рому предшествовал продолжитель- 2. Золото-платиноносная ный позднеархейский перерыв в железисто-кремнисто-слан осадконакоплении, пенепленизации, цевая;

Структура, свойства, динамика и минерагения литосферы Восточно-Европейской платформы Состав структурно Тип геодинамического режима, Рудообразующие системы вещественных комплексов его механизм и особенности (рудные формации) (СВК) образовании кор химического вы- 3. Платиноидно-золото ветривания. рудная в межрудных слан цах курской серии;

4. Золото-кварц-сульфидная (платиноносная);

5. Золотосодержащая кор выветривания железистых кварцитов и сланцев.

2. Континентальный рифтогенез Базальтоиды нормальной щелоч (2300-2150 млн. лет) с двумя ности (в объёме нижней базальто стадиями: вой толщи глазуновской и базаль а) предрифтовая (рис. 2-II) тоидов тимской свиты) б) собственно рифтовая (ранняя и Ранняя стадия – молассоидные 1. Золотоносных россыпей;

поздняя;

рис.2-III – 2-IV) отложения тимской, курбакин- 2. Полигенная золото-плати ской, яковлевской, висловской и ноносная в сланцах;

щелковской свит оскольской се- 3. Титан-ванадиевая.

рии;

высокотитанистые габбродны волотовского комплекса.

Поздняя стадия – породные ассо- 1. Золото-платино циации кремнисто-карбонатно- содержащая;

терригенных фаций;

ограниченно 2. Марганцевая гондолито – базальтоиды, пикробазальты, вая;

пикриты;

ультрамафит-мафитовые 3. Сульфидная медно-нике интрузии золотухинского ком- левая;

плекса. 4. Фосфор- и марганцевосо держащая.

3. Коллизионный (рис. 2.V) на рубеже Формирование ряда субсинхрон- 1. Золото-сульфидно-квар 2100 млн. лет в результате субдук- ных интрузивных комплексов: цевая (платиносодержащая) ции и последующей коллизии между стойло-николаевского габбродио- и галенит-сфалеритовая;

геоблоками КМА и Хопёрским;

за- рит-гранитного (2085±5 млн. лет), 2. Грейзеновая касситерит крытие Курского блока. шебекинского сиенитового силикатная;

(2066±14 млн. лет), малиниского 3. Редкоземельная уран гранитного (2040±30 млн. лет), ториевая;

образовавшихся в условиях ман- 4. Полиметаллическая;

тийно-корового взаимодействия в 5. Редкометалльная (споду зонах повышенного теплового по- меновых пегматитов);

тока;

андезиты глазуновской сви- 6. Золото-платинометалль ты;

щелочные ультрамафиты с ная колчеданная в метасома карбонатитами (дубравинский титах;

комплекс). 7. Золото-платиносодержа щая в стратифицированных толщах (глазуновская свита).

4. Раннеплатформенный (рис. 2.VI) Поступление подкоровых мантий- 1. Платиносодержащая тита ных выплавок и образование: а) номагнетитовая с ванадием;

трапповой формации (смородин- 2. Маласульфидная плати ский комплекс;

2060±10 млн. лет);

нометалльная;

б) щелочно-субультрамафитовой с 3. Сульфидная платиноидно карбонатитами (дубравинский медно-никелевая;

комплекс). 4. Апатит-магнетитовая пла тиносодержащая в карбона титах и др.

3.2. Лосевская шовная зона и Хопёрский мегаблок XVI Международная конференция, Воронеж- Состав структурно Тип геодинамического режима, Рудообразующие системы вещественных комплексов его механизм и особенности (рудные формации) (СВК) 1. Деструкция архейского блока Лосевская вулканогенная и вулка Сарматии (2,5-2,4 млрд. лет) и по- ногенно-осадочная серия, стре следующее последовательное разви- лецкий тип с бимодальным вулка тие континентального рифта с пере- низмом.

ходом в межконтинентальный (ЛШЗ) 2. Субдукция Непрерывно дифференцирован- 1. Палладий-ртуть-золото 2.1. В секторе Сарматии – замыкание ный тип вулканитов (подгоренскаясеребрянная колчеданная активной окраины периконтинен- толща лосевской серии);

плагио- благороднометалльносодер тального типа с образованием остро- граниты усманского и мафиты жащая и графитовая (в во водужной вулканической дуги рождественского комплексов. ронцовской серии);

2. Титаномагнетитовая;

2.2. В секторе Волго-Уралии (в пре- Мамонский дунит-перидотит 3. Малосульфидная плати делах ранее заложенной пассивной пироксенитовый и еланский орто нометалльная;

окраины – лосевской серии) процесс пироксенит-норит-диоритовый 4. Сульфидная платиноидно субдукции под влиянием автономно комплексы среди лосевской серии.

медно-никелевая (мамон развивающегося суперплюма сопро ский тип);

вождался растяжением по механизму 5. Платиносодержащая хро рассеянного спрединга.

митовая;

6. Сульфид-сульфоарсенид ная кобальт-никелевая (в метасоматитах);

7. Сульфидная кобальт-ме дисто-никелевая (еланский тип);

8. Золото-кварц-арсенидная.

3. Коллизия (включая позднюю ста- Гранитоиды бобровского и лис- 1. Редкометалльная и олово дию орогенеза) кинского комплексов, вулканиты молибден-вольфрамовая;

и вулканогенно-осадочные породы 2. Золото-сульфидно воронежской свиты в ассоциации кварцевая;

с габбронорит-монцонит- 3. Урановая и германий гранитовым ольховским комплек- галлиевая;

сом. 4. Малосульфидная плати нометалльная (ольховский тип);

5. Сульфидная медно никелевая;

6. Золото-кварцевая;

7. Золотоносных россыпей.

4. Раннеплатформенный этап Мантийные выплавки трапповой 1. Платиносодержащая ти тан-магнетитовая с ванади (троктолит-габбродолеритовой формации;

новогольский ком- ем;

плекс);

щелочные сиениты ар- 2. Малосульфидная плати тюшковского комплекса. нометалльная;

3. Сульфидная платиноидно медно-никелевая;

4. Редкоземельно-уран ториевая.

Относительно слабая дифференцированность раннеархейской земной коры, преобла дающий ареальный характер изотермических и изобарических условий проявления регио нального метаморфизма и ультраметаморфизма, сравнительно небольшое разнообразие фор мационных типов магматогенных пород, являющихся в основном вулкано-интрузивными Структура, свойства, динамика и минерагения литосферы Восточно-Европейской платформы дифференциатами примитивной коматиит-базальтовой магмы, преобладающее развитие в составе СВК плагиогранито-гнейсовых образований, которые совместно с вулкано-интрузив ными магматитами принадлежат, по-существу, к единому геодинамическому континиуму, определяют в совокупности малую металлогеническую продуктивность (табл. 1) СВК нукле арного этапа [2, 6, 7, 8].


Рис. 1. Модель возникновения и развития континентальной протокоры и эволюции гранит зеленокаменных областей. а – стадия формирования межплюмовых протодоменов, б – стадия "слипания" протодоменов и формирования континентальных доменов, в – стадия изостатического выравнивания протоконтинентов, г – стадия внутриплитного рифтогенеза формирования зелено каменных поясов второго типа. 1 – коматиит-базитовая кора и ее деформированные фрагменты в зонах торошения;

2, 3 – тоналит-трондьемит-гранодиоритовые купола: 1 – ранней генерации (низ кокалиевые эндербиты), 3 – поздних генераций (калиевые эндербиты): 4 – "базитовый" конти нентальный слой реститового происхождения;

5 – известково-щелочные магматические серии зеле нокаменных поясов первого типа;

6 – фрагменты базитовой коры, "затащенные" на глубину нисхо дящими ветвями плюмов;

7 – эклогитизированные фрагменты базитовой протокоры;

8 – площад ные спрединговые зоны надплюмового пространства;

9 – зоны протосутур;

10 – пути подъема из вестково-щелочных магматических диапиров;

11 – направление адвективного перемещения вещест ва в плюмах;

12 – уровень последующего эрозионного среза;

13 – литосферная мантия;

14 – бимо дальные магматиты зеленокаменных поясов второго типа XVI Международная конференция, Воронеж- Геодинамика и минерагения позднеархейского этапа становления литосферы.

Возрастание степени дифференцированности и латеральной неоднородности в процессе эн сиалического рифтогенеза и последующей коллизии (рис. 1г) и сопряженных с ним термоди намических обстановок глубинного петрогенезиса обусловили появление в позднем архее значительного разнообразия СВК, усложнение состава и структуры слагающих их формаци онных рядов магматических и метаморфических породных ассоциаций, существенное рас ширение спектра рудных формаций (табл.) и их продуктивности [3,7, 8, 9].

Геодинамика и минерагения раннепротерозойского этапа. Геодинамика и минера гения в общей модели эволюции литосферы в раннем протерозое во многом определялось разноранговыми по своей тектонической природе структурами КМА, Хоперского мегаблока и Лосевской шовной зоны. В формировании литосферы структуры КМА в раннем протеро зое отчетливо выделяется четыре этапа – протоплатформенный, континентальный рифтоге нез с рядом стадий, коллизионный и заключительный раннеплатформенный (табл. 1), каж дый из которых отличается составом СВК и ассоциирующих с ними свыше 20 разнотипных рудных формаций (табл. 1;

рис. 2.II-2.VI).

Рис. 2. Геодинамические этапы формирования раннепротерозойских структур КМА (Холин, 2001). 1 – ассоциация железисто-карбонатно-терригенных фаций (курская серия и роговская свита осколъской серии;

2 – толеит-базальтовая ассоциация предрифтовои стадии;

3-4 – ассоциация по род ранней стадии рифтогенеза (3 – черносланцевых фации;

4 – терригенных фаций и синхронного с ними вулканизма);

5 – ассоциация карбонатно-кремнисто-терригенпых фаций и синхронного с ними вулканизма поздней стадии, б – базальтоиды повышенной щелочности;

7 – протокора серогнейсово го состава;

8 -подкоровый слой верхней мантии;

9 – базальтоиды нормальной щелочности;

10 векторы тепломассапереноса;

11 – векторы тектонического напряжения;

12 – траппы (смородин ский комплекс);

13 – коллизионные гранитоиды В эволюции литосферы ВКМ особая роль принадлежит Лосевской шовной зоне (ЛШЗ), которая сформировалась в результате коллизии Сарматии и Волго-Уралии. Её струк тура и вещественное наполнение свидетельствует о проявлении различных геодинамических обстановок (см. табл. 1, рис. 3), отвечающих деструкции Сарматии (лосевская серия, стре лицкий тип и рождественский комплекс габброидов), субдукции под ее восточную в совре менных координатах границу (лосевская серия, подгоренский тип в ассоциации с усманским плагиогранитным комплексом, а также донская серия в ассоциации с павловским комплек сом субщелочных гранитов) и коллизии Сарматии и Волго-Уралии (бобровский, лискинский Структура, свойства, динамика и минерагения литосферы Восточно-Европейской платформы гранитоидные комплексы, воронежская свита в ассоциации с Байгоровской вулканоплутони ческой структурой – БВПС и ольховским монцонит-габбронорит-гранитным комплексом).

В секторе Волго-Уралии, участвующей в коллизии, бассейн седиментации (воронцов ская серия) формировался на ее пассивной окраине в возрастном интервале 2220 – 2100 млн.

лет с проявлением внутриплитного периконтинентального магматизма на уровне 2080 – млн. лет (мамонский и еланский мафит-ультрамафитовые комплексы), в связи с автономно развивающимся суперплюмом в условиях растяжения по механизму рассеянного спрединга, сопровождавшего процесс субдукции Хоперского и Курского геоблоков. На коллизионном этапе достаточно четко проявлены кульминационная стадия коллизии ( 2050 млн. лет), ко торой отвечают коллизионные гранитоиды бобровского комплекса и ее завершающая стадия ( 2040 млн. лет), в объёме воронежской свиты и БВПС (рис. 3).

Многообразие геодинамических обстановок (реактивизация позднеархейских рифто генных структур, сложные процессы субдукции, сопровождаемые рассеянным спредингом, коллизии и завершающего раннеплатформенного этапа с активным внутриплитным режи мом) длительного формирования коры континентального типа и её структурно-вещест венной эволюции определили широкий спектр рудных формаций и высокую степень их про дуктивности (табл. 1).

2,5 - 2,4 млрд.лет I + + + + // + + \\ \\ // v + + v v + // + \\ м м м м м II + + ++ + + v // \\ + v + ++ м м м м м 2,096 млрд.лет Сарматия Волго-Уралия III а + + ++ + + + + ++ + v Г + м м м м м м Лосевская Хопёрский Курский ++ + + шовная зона мегаблок мегаблок IV а 2,096 2,039 2,05 - 2,04 8 // \\ / / / / / / v v / v v s / + + + + / v + ss \\ v м м / v // ++ v \\ \ ~ + \ ~~ ~ + + ++ м 5 м + м ~ м м ~ б ГГ6 12 а Рис. 3. Модель формирования Лосевской шовной зоны ВКМ в палеопротерозое: I-IV – этапы эволюции ЛШЗ (I – деструкция Сарматии;

II – автономное развитие Сарматии и Волго-Уралии;

III – взаимодействие Сарматии и Волго-Уралии;

IV – интегральная модель ЛШЗ на коллизионном эта пе;

2 – океаническая кора;

3-4 – вулканические СВК: 3 – рифтогенные (стрелицкий тип лосевской серии);

4 – активных окраин (в т.ч. подгоренский тип лосевской серии);

5 – усманский комплекс;

6 – рождественский комплекс;

7 – павловский комплекс;

8 – воронежская свита;

9 – БВПС;

10 – шукав ский комплекс;

11 – ольховский комплекс;

12 – магматический очаг;

13 – воронцовская серия;

14 – обоянский комплекс донская ассоциация;

15 – мамонский и еланский комплексы;

16 – мантия;

17 – восходящий поток;

18 – а) надвиг, б) ретрошарьяж XVI Международная конференция, Воронеж- Таким образом, смена геодинамических и эндогенных режимов в процессе длительно го (AR1-PR12) формирования докембрийской континентальной коры ВКМ сопровождалось:

1) изменением типов СВК, составов и формационной принадлежности входящих в них маг матических образований;

2) возрастающим разнообразием магматических формаций и серий при снижении в составе СВК объёма ультрамафитовых и увеличении мафитовых породных ассоциаций и роли мантийно-корового взаимодействия и ассимиляционных процессов (с появлением специ фических кремнистых высокомагнезиальных серий) при формировании исходных магма тических расплавов, внутрикамерной дифференциации и флюидно-магматического рас слоения, сопровождавшихся образованием полиэлементных рудномагматических систем;

3) сменой мигматит-гранитных (с унаследованной геохимической специализацией) форма ций собственными интрузивными нормальными, субщелочными и щелочными гранитои дами с более ярко выраженной металлогенической специализацией;

4) возрастанием спектра рудных формаций и степени их продуктивности.

Работы выполнены при финансовой поддержке Гранта Президента РФ Ведущие научные школы РФ (НШ-2211.2008.5), РФФИ (грант №08-05-00158а) и Госконтракта Роснаука №02.740.11.0021.

ЛИТЕРАТУРА 1. Борукаев Ч.Б. Тектоника литосферных плит в архее // Тр. НИЦ ОИГГМ СО РАН. – Вып.

825. – Новосибирск: Наука, 1996. – 59 с.

2. Ненахов В.М. Геодинамические особенности раннего архея // Геотектоника. – № 1. – 2001. – С. 3- 3. Ненахов В.М., Стрик Ю.Н. и др. Минерагенические исследования территорий с двухъя русным строением на примере Воронежского кристаллического массива // М.: ГЕОКАРТ, ГЕОС, 2007. – 284 с.

4. Хаин В.Е. Проблемы тектоники раннего докембрия // Вестн. Моск.ун-та. Сер. 4. Геоло гия. – № 4. – 2000. – С. 13- 5. Холин В.М. Геология, геодинамика и металлогения раннепротерозойских структур КМА.

// Автореф. дис. канд. геол.-мин. наук. Воронеж, 2001. – 24 с.

6. Чернышов Н.М., Ненахов В.М., Стрик Ю.Н., Лебедев И.П. Модель геодинамического развития Воронежского кристаллического массива в раннем докембрии // Геотектоника.


№ 3. 1997. – С. 21-30.

7. Чернышов Н.М., Ненахов В.М. Структура, эволюция геодинамических режимов и мине рагения ВКМ // Тектоника и геофизика литосферы: Материалы XXXV тектон. совещ.

Т. 2. М., 2002. С. 301-305.

8. Чернышов Н.М. Платиноносные формации Курско-Воронежского региона (Центральная Россия). Воронеж: Изд-во Воронеж. гос. ун-та. 2004. – 448 С.

9. Чернышов Н.М. Золото-платинометалльное оруденение черносланцевого типа Курско Воронежского региона (Центральная Россия). Воронеж: Изд-во Воронеж. гос. ун-та. – 2007. – 177 с.

Структура, свойства, динамика и минерагения литосферы Восточно-Европейской платформы ПЕТРОЛОГО-ГЕНЕТИЧЕСКИЕ И СТРУКТУРНО-МОРФОЛОГИЧЕСКИЕ ТИПЫ ДАЕК НИКЕЛЬ-ПЛАТИНОНОСНЫХ РУДООБРАЗУЮЩИХ СИСТЕМ М.Н. Чернышова Воронежский государственный университет, г. Воронеж, Россия Дайковые образования, являющиеся одним из существенных компонентов магматиче ских и рудно-магматических систем (РМС), представляют исключительный интерес для ре шения фундаментальных проблем геологии, геодинамики, петрологии и рудообразования.

Пространственно и генетически связанные с различными по степени насыщености дайковы ми образованиями и вулканическими, вулкано-интрузивными и интрузивными ультрамафит мафитовыми и мафитовыми комплексами разнотипные месторождения и рудопроявления образуют в совокупности с последними специфические рудно-магматические системы (РМС), которые рассматриваются нами как целостные природные сообщества магматиче ских, метаморфических и рудных формаций, связанных общностью геодинамических и эн догенных режимов и являющихся производными единых, неоднократно повторяющихся в геологическом времени и пространстве петрорудогенетических процессов, включающих за рождение, перенос и мобилизацию рудного вещества [1, 5]. В подобных РМС дайковые об разования являются не только важнейшим структурно-вещественным, но и рудонесущим компонентом [5,6]. Эта особенность наиболее отчётливо прослеживается в сульфидных пла тиноидно-медно-никелевых и собственно платинометалльных РМС.

Полигенность условий формирования и пространственно-генетическая связь этих ти пов оруденения с различными по составу и формационной принадлежности рудообразую щими и рудоконтролирующими структурно-вещественными комплексами, сформировавши мися в геодинамических режимах наиболее интенсивной эндогенной активности и структур ной дифференциации земной коры, обусловливают в совокупности многообразие формаци онно-генетических типов месторождений, поливариантный характер распределения количе ственных содержаний благородных (платиноиды) и цветных (Ni, Cu, Co) металлов и соотно шений их ассоциаций с лито- и сидерофильными элементами. Эти же факторы определяют минералого-геохимический облик, масштабы и степень продуктивности всей рудообразую щей системы, включая дайковые образования [5, 6, 10].

В составе разнотипных никель-платиноносных РМС выделяется три группы даек, раз личных по структурно-петрологической принадлежности, возрасту и месту в общей дли тельной эволюции рудообразования. Первая из них представлена сложными по морфологии и составу дайкообразными подводящими каналами – проводниками магматических сульфи доносных расплавов в магматическую камеру;

нередко они сами по себе являются самостоя тельными рудообразующими системами. Вторая группа сопряжена со становлением магма тических тел и представлена: а) дайками – апофизами вулканических комагматов и интру зивных эквивалентов (разнообразных по составу дифференциатов) во вмещающих породах (перимагматические дайки);

б) внутриинтрузивными (интрамагматическими) жильными от щеплениями интеркумулусного расплава и продуктами неоднократно поступающих в конеч ную камеру магм с образованием автономно кристаллизующихся петрорудосистем. К треть ей группе относятся разнообразные по составу, формационной принадлежности и возрасту дайки более поздних магматических комплексов, а также гетерогенные по своей природе и составу лампрофиры [5, 6]. По особенностям внутреннего строения среди даек выделяются две группы: а) простые, петрографически однородные;

б) сложные, преимущественно мно гократного внедрения и петрографически неоднородные, вследствие инъекции расплавов различного состава и его дифференциации, связанных с одним или несколькими разновозра стными магматическими источниками. В совокупности эти группы определяют высокий ме таллогенический потенциал многих типов РМС.

Первая группа даек выступает в качестве подводящих, нередко длительно функцио нирующих каналов с неоднократным в большинстве случаев поступлением новых порций XVI Международная конференция, Воронеж- рудоносных расплавов в конечную камеру, определяя, тем самым, состав и условия форми рования интрузивов, ассоциирующих с ними сульфидных платиноидно-медно-никелевых и малосульфидных собственно платинометалльных месторождений. Нередко подобные пи тающие дайки являются определяющим рудонесущим компонентом сульфидных платиноид но-медно-никелевых и платинометалльных РМС [1, 3, 4, 8-11]. К их числу относятся ряд ме сторождений зарубежных стран: Зап. Австралии (Ланнон, Фишер, Мак-Матон, Кеп), Канады (Войсис-Бей, Дюмонт, группа месторождений в никелевом поясе Томпсон), США (Грейт Лейкс Никел), Китая (Джинчуан), Зимбабве (Великая Дайка), России (Норильско Талнахский, Северо-Прибайкальский, Алтай-Саянский, Воронежский и другие регионы).

Различные по составу, масштабам и степени проявления пери- и интрамагматические дайки второй группы являются важнейшим структурно-вещественным компонентом разно типных РМС, связанных преимущественно со становлением интрузивных массивов в конеч ных камерах [6]. Дайки-апофизы, в том числе промышленно рудоносные, характерны для большинства главных типов платинометалльных и сульфидно-платиносодержащих медно никелевых РМС. Среди уникальных по масштабам проявления и рудонесущей роли особое место занимают радиальные и кольцевые дайки-апофизы, получившие название офсеты Сад бери (Канада) [4, 8], с которыми связана группа месторождений (Коппер-Клифф, Кларабелл, Тоттен-Уортингтон, Стоби, Фруд и др. [8]). К этой группе РМС относится ряд рудоносных внутриинтрузивных (интрамагматических) даек Мончегорского плутона, рудоносная зона Роби в составе месторождения Лак дес Ил (Канада), пегматоидные платиноносные трубки Онвервакт, Моихук, Дрикон, Твифонтейн в комплексе Бушвельд [4, 8, 9], ряд рудонесущих даек в составе мамонского и еланского типов месторождений Воронежского кристалличе ского массива (ВКМ) и других регионов России [1, 2, 3-7].

Основные характеристики некоторых месторождений, связанных с различными пет ролого-генетическими и структурно-вещественными типами даек, приведены в таблице 1.

Таблица Краткая характеристика состава пород и содержания рудообразующих (Ni, Cu, Co, ЭПГ и Au) элементов различных петролого-генетических и структурно-вещественных типов даек Месторождения, ассо Состав рудовмещающих и Содержание рудооб циирующие с дайко- Типы руд рудонесущих дайковых пород разующих элементов выми образованиями 1. Дайки – подводящие каналы (проводники) РМС с образованием самостоятельных петрорудосистем и месторождений Ni до 14 мас. %, Вкрапленные, Cu = 1,16 %, Ланнон, Фишер и др. Лавовые каналы коматиитового сетчатые, мас- Co = 0,31 %, (Зап. Австралия) расплава сивные Pt = 1,4-1,8 г/т, Pd = 1,61-22 г/т Ni = 2,50-3,72 %, Cu = 1,02-2,16 %, Габбро-троктолитовые дайковые Co до 0,18 %, Массивные породы рудонесущего канала ЭПГ от 0,16 до 0, проводника г/т, Au до 0,011 г/т, Pt/Pd = 1,25-3, Войсис-Бей (Лабрадор, Канада), Зоны место- Ni = 1,04-1,42 %, рождения (Холма От- Cu = 0,70-1,28 %, крытия, Миновоида, Леопардовые Co до 0,7%, Рид Брукс) ЭПГ = 0,09-0,15 г/т, Au до 0,077 г/т Ni до 1,24 %, Руды магмати- Cu до 1,12 %, ческих брекчий Co = 0,06 %, ЭПГ до 0,012 г/т, Структура, свойства, динамика и минерагения литосферы Восточно-Европейской платформы Месторождения, ассо Состав рудовмещающих и Содержание рудооб Типы руд циирующие с дайко рудонесущих дайковых пород разующих элементов выми образованиями Au до 0,005 г/т Ni = 0,8-4,0 %, Вкрапленные и Cu = 0,6-1,7 %, сетчатые Дуниты, перидотиты, лерцолиты – ЭПГ до 1 г/т Джинчуан (Китай) производные многократного вне Ni = 4,0-9,0 %, дрения магматического расплава Массивные ЭПГ от 2,4 до 9 г/т и более Содержание (в г/т) ЭПГ в 100 % сульфи дов в краевой и осе вой частях дайки:

Субкамеры в зонах многократного Pt = 94,9 и 194, Великая Дайка (Зим- функционирования их подводящих Pd = 97,6 и 255, бабве) каналов (дуниты, гарцбургиты, Rh = 8,9 и 22,2, бронзититы) Ru = 6,4 и 21,2, Ir = 3,30 и 8,8, Os = 0,99 и 2,59, Au = 14,2 и 15,4 соот ветственно Ni = 0,30-2,90 %, Рассеянно- Cu = 0,15-2,0 %, вкрапленные Co = 0,03-0,16 %, Ассоциация пород многократного Pt + Pd = 0,48 г/т внедрения: перидотиты Юбилейное (Россия, Ni = 1,3-3,0 %, иногда ВКМ) пироксениты-горнблендиты до 5,0 %, габбронориты Массивные Cu = 10,0-12,0 %, Co = 0,13-0,20 %, Pt + Pd = 0,54 г/т 2. Пери- и интрамагматические дайки, сопряжённые со становлением интрузивных массивов в конечных камерах Дайки-апофизы – офсеты импакт В пересчёте на 100 % ного расплава (кварцевые диори Комплекс Садбери ный сульфид:

ты), в том числе с ксенолитами (Канада) месторожде- Массивные, Ni = 3,2-6,5 %, габбро, метапироксенитов и мета ния Коппер-Клифф, брекчиевидные Cu = 2,6-12,8 %, перидотитов, кварцевые нориты Фруд-Стоби и др. Pt = 0,6-13,8 %, магматического комплекса Садбе Pd = 1,6-15,0 г/т ри – МКС Ni = 2,82-15,2 %, Cu = 1,25-24,6 %, НКТ, Сопча, Монче- Внутриинтрузивные (интрамагма- Co = 0,10-0,68 %, горский плутон (Рос- тические) диорит-пегматиты и Массивные Pt = 0,76-22,4 г/т, сия) пегматиты Pd = 6,10-53,7 г/т, Ru = 0,07-0,44 г/т, Au = 0,12-4,09 г/т Ni=0,47-3,42%, Еланский тип место- Вкрапленные и Cu=0,07-0,29%, рождений ВКМ (Рос- гнездово Co=0,02-0,10%, сия) вкрапленные 1.

Дайки роговообманкового габб- ЭПГ=0,37 г/т ро среди рудоносных норитов Ni=5,45-6,25%, Массивные Cu=0,30-0,87%, Co=0,09-0,10% XVI Международная конференция, Воронеж- Месторождения, ассо Состав рудовмещающих и Содержание рудооб Типы руд циирующие с дайко рудонесущих дайковых пород разующих элементов выми образованиями Ni=5,38-9,35%, Гнездово- Cu=0,20-1,03%, 2. Рудно-пегматоидные жилы сре прожилковые и Co=0,19-0,34%, ди даек роговообманкового габбро массивные ЭПГ=1,02-1,56 г/т, Au=0,54-1,03 г/т В дунитовых трубках Онвервакт, Моихук, Дрикон Комплекс Бушвельд Пегматоидные (дунитовые, горто- Pt от 5-11 г/т до 31 г/т (Зимбабве), месторож нолитовые платиноносные и нике- и расслоенной серии дения Онвервакт, Дри леносные сульфидизированные Ростенбург кон, Моихук, Твифон бронзититовые) трубки Pt = 4,07 г/т, тейн Pd = 1,86 г/т, Ru = 0,55 г/т, Rh = 0,28 г/т Работа выполнена при финансовой поддержке РФФИ (грант № 08-05-00158а) и Гос контракта Роснаука № 02.740.11.0021.

ЛИТЕРАТУРА 1. Додин Д.А. Металлогения Таймыро-Норильского региона. – СПб.: Наука, 2002. – 822 с.

2. Конников Э.Г., Цыганков А.А. Соотношение постплутонических даек и эпигенетических сульфидных руд медно-никелевых месторождений // Докл. АН. – Т. 354. – № 4. – 1997. – С. 520-523.

3. Лихачев А.П. Платино-медно-никелевые и платиновые месторождения. М.: Эслан, 2006. – 496 с.

4. Налдретт А.Дж. Магматические сульфидные месторождения медно-никелевых и плати нометалльных руд. – СПб.: СПбГУ, 2003. – 487 с.

5. Чернышов Н.М., Чернышова М.Н., Гончарова Л.В. Рудонесущая роль даек сульфидных платиноидно-медно-никелевых рудно-магматических систем // Литосфера. № 5. – 2009.

– С. 36-55.

6. Чернышова М.Н. Дайки сульфидных платиноидно-медно-никелевых месторождений Во ронежского кристаллического массива. – Воронеж: Изд-во Воронеж. гос. ун-та, 2005. – 368 с.

7. Яковлев Ю.Н., Докучаева В.С., Свияженин Ф.И. Мончегорский район – рудная база цветной и платинометалльной промышленности XXI века // Платина России. Т. III.

М.: АО Геоинформмарк, 1999. С. 161- 8. Cabri, L.J. and Laflamme, J.H.J. The mineralogy of the platinum-group elements from some Cu-Ni deposits in the Sadbury area, Ontario // Economic Geology. V. 71. 1976. P. 1159 1195.

9. Cawthorn, R.G., Merkle, R.K. and Viljoen, M.J. Platinum-Group Element Deposits in the Bushveld Complex, South Africa // In The Geology, Geochemistry, Mineralogy and Mineral Beneficiation of Platinum-Group Elements (ed. L.J. Cabri), Ottawa, Ontario. Canadian Institute of Mining and Metallurgy Special. V. 54. 2002. P. 389-429.

10. Evans-Lamswood, D.M., Butt, D.P., Jackson, R.S., Lee, D.V., Muggridge, N.G., Wheeller, R.I.

and Wilton, D.H.C. Physical controls associated with the distribution of sulphides in the Voisey’s Bay Ni-Cu-Co deposit, Labrador // Economic Geology. V. 95. 2000. P. 749-770.

11. Li, C. and Naldrett, A.J. Geology and Petrology of the Voisey’s Bay intrusion: reaction of oli vine with sulphide and silicate liquids. Lithos. V. 47. 1999. P. 1-31.

Структура, свойства, динамика и минерагения литосферы Восточно-Европейской платформы УДК 539.3+551. АНАЛИТИЧЕСКИЙ ПОДХОД ДЛЯ ОПРЕДЕЛЕНИЯ СКЛАДЧАТЫХ СТРУКТУР В СЛОИСТОЙ ТОЛЩЕ ЗЕМНОЙ КОРЫ В.Н. Чехов Институт механики им. С.П.Тимошенко НАН Украины, г. Киев, Украина В работе [7] отмечено, что осадочная оболочка, в пределах которой по петрографиче ским и биостратиграфическим признакам можно выделить слои пород, ранее образованные на земле, фиксирует все геологические явления, которые привели, в конечном счете, к фор мированию самой оболочки. Поэтому выявление пространственного взаимодействия отдель ных слоев земной коры позволяет правильно судить о последовательности геологических событий и создает основу для геологического изучения и систематизации различных форм залегания горных пород, которые называются тектоническими структурами. Толща горных пород с первоначально горизонтальными слоями в результате тектонических движений ис пытывает определенные деформации и перемещения. Это приводит к искривлению такой толщи и образованию складчатых структур различной конфигурации. В работе [7] отмечено, что анализ механических процессов возникновения и формирования в осадочной оболочке Земли разнообразных складчатых структур может основываться только на математическом моделировании, т.к. эти процессы во всех своих решающих звеньях не могут быть наблю даемы из-за их длительности, несоизмеримой с возможным интервалом наблюдения. Изуче нием физических условий возникновения и развития тектонических нарушений (различных форм складок, разрывов, землетрясений и т.д.) занимается один из новых разделов геотекто ники – тектонофизика или просто – геомеханика. Здесь в основном применяются анлитиче ские методы, развитые в физике деформируемых твердых и вязких тел. Объектом статьи яв ляется изучение условий возникновения полной складчатости, которая приурочена в основ ном к геосинклиналям – наиболее сильно деформированным зонам земной коры, с которыми связано образование большинства рудных месторождений. Рассматриваются результаты, от носящиеся к пликативным складчатым структурам, которые деформируются без нарушения сплошности и образования разломов и других структурных изменений. В качестве основного механизма образования складчатых структур во всех работах, относящихся к этому направ лению, принимается явление потери устойчивости в слоистой толще горных пород. Следует заметить, что в механике горных пород термин устойчивость породного массива в отдель ных случаях связывают с мерою его деформативности. Она определяется на основе решения задач о его напряженно – деформированном состоянии. Для этого используются простейшие варианты линейной теории упругости в сочетании со стандартными критериями прочности [42]. В такой постановке вопрос об устойчивости состоянии равновесия породного массива в принятом в механике деформируемого твердого тела (бифуркационном) смысле не только не исследуется, но даже и не формулируется. Для этого необходимо привлекать геометрически нелинейную постановку проблемы. Наличие сугубо трехмерного напряженного состояния породных массивов земной коры и их структурной неоднородности вносит специфические особенности в исследуемое явление, которые невозможно описать в рамках прикладных тео рий устойчивости стержней и пластин.

Наличие сугубо трехмерного напряженного состояния породных массивов земной ко ры и их структурной неоднородности вносит специфические особенности в исследуемое яв ление, которые невозможно описать в рамках прикладных теорий устойчивости стержней и пластин. Для этого не всегда можно использовать и приближенный подход в трехмерной теории устойчивости [6, 7]. Такой подход не вытекает непосредственно из основных соот XVI Международная конференция, Воронеж- ношений нелинейной механики деформируемого тела в процессе их последовательных уп рощений. Полученные при этом конкретные результаты решения задач в отдельных случаях нуждались в дополнительной проверке и не всегда согласовываются с данными и выводами, полученными на основе соображений физического характера. Поэтому в работах [1, 4, 8] для исследования явления складкообразования в слоистой тоще земной коры был предложен бо лее строгий подход в трехмерной теории устойчивости. Он основанный на использовании трехмерной линеаризированной теории устойчивости деформируемых тел [2] в сочетании с моделью кусочно-однородных сред. В этом случае трехмерные уравнения устойчивости удовлетворяются в пределах каждого слоя породного массива, а на граничных поверхностях его и между отдельными слоями точно удовлетворяются краевые условия и условия меж слоевого контакта. При этом гипотезы и предположения геологического характера, принятые в работах [6, 7, 9], сохраняются и в линеаризированной теории.

Постановка задачи. В работе [3] сформулированы основные принципы построения расчетных моделей и схем в линеаризированной механике деформируемого твердого тела.

Следуя этой работе и принятым предположениям, рассматриваем в качестве объекта иссле дования многослойную невесомую среду с конечным или бесконечным числом первона чально горизонтальных прямолинейныях слоев. Физико-механические свойства горных по род описываются моделью линейно упругих изотропных или ортотропных, изотропных вяз коупругих или упругопластических тел. Предполагается, что в зоне складчатости образуется достаточно большое количество выпучин так, что исследования можно проводить в пределах одной полуволны формы потери устойчивости. При этом исследуется потеря устойчивости в структуре слоистого породного массива, когда критические параметры задачи зависят не от размеров и формы породного массива, а от взаимного соотношения между геметрическими и физико-механическими характеристиками отдельных его слоев. Рассматриваются три основ ных типа складок – линейные, куполовидные и прерывистые. Это отвечает соответственно плоской, осесимметричной и пространственной формам потери устойчивости. Выделим, со гласно принятой в геотектонике терминологии, компетентные и некомпетентные слои горных пород. Слоистые породные блоки, в которых может реализоваться явление неустой чивости выбираются, так чтобы они были ограничены некомпетентными слоями, т.е. слоями слабо сопротивляющимися сжимающим тектоническим нагрузкам, а лишь передающим дей ствие окружающей среды в виде поверхностных сжимающих распределенных нагрузок. За метим, что понятие компетентности слоев весьма условное, так как один и тот же слой мо жет быть компетентным по отношению к одним видам пород и некомпетентным по отноше нию к другим. В качестве объектов исследования можно рассмотреть четыри вида слоистых тел:

1. Слоистый пакет, сопряженный с однородным полупространством;

2. Слоистый пакет, сопряженный с двумя однородными полупространствами.

3. Единичный слой или пакет из небольшого числа слев.

4. Слоистая полуограниченная и неограниченная среда регулярной структуры.



Pages:     | 1 | 2 || 4 |
 





 
© 2013 www.libed.ru - «Бесплатная библиотека научно-практических конференций»

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