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 | 5 |   ...   | 10 |

«РОССИЙСКАЯ АКАДЕМИЯ НАУК СИБИРСКОЕ ОТДЕЛЕНИЕ ИНСТИТУТ ЗЕМНОЙ КОРЫ RUSSIAN ACADEMY OF SCIENCES SIBERIAN BRANCH INSTITUTE OF THE EARTH’S CRUST ...»

-- [ Страница 3 ] --

Наиболее важным в этой связи является выделение собственно гравитацион ных разрывов и определение границ их распространения по отношению к нарушени ям, эволюционирующим в основной зоне. Различие обстановок формирования грави тационных разрывов, с одной стороны, а опережающих и оперяющих, с другой, неиз бежно явится причиной существенных отличий в характере связанной с ними мине рализации и закономерностях ее пространственного распределения. Не менее важ ным следует считать наличие серии частных, обычно обособленных в пространстве зон разрывообразования, возникающих при поступательном движении фронта раз рушения. Масштаб оруденения в их пределах будет различен ввиду разницы в разме рах и степени зрелости внутренней структуры, не говоря уж о типе минерализации, которая приобретает определенную специфику в зависимости от удаленности от ис точника гидротермальных флюидов. Что же касается влияния свободной поверхно сти, то ее роль проявляется в известной для геологов-рудников наибольшей перспек тивности поисков оруденения в висячих крыльях разломов со смещением по паде нию.

II.2.2. Отражение пространственных закономерностей разрывообразования на распределении в разломных зонах интрузивов и рудопроявлений Рассматривая особенности распределения продуктов магматизма и рудообра зования вкрест простирания рудных зон, необходимо в первую очередь отметить их различие для структур, формирующихся при сдвиге, сжатии и растяжении. Для пер вых увеличение нарушенности субстрата разломных зон от периферии к центру, обу словленное спецификой приложения нагрузки к деформируемому объему, отражает ся в поперечной зональности расположения оруденения и магматических формаций, которая, например, характерна для территории Приморья. Е.С. Павлов [1964], выде ливший здесь еще в 60-х годах прошлого века рудные зоны вдоль наиболее крупных дизъюнктивов, отмечал, что в их осевой части локализуется оруденение, имеющее непосредственную связь с внедрившимися по разлому гранитоидными массивами, а на периферии – аналогичное по составу полезных компонентов оруденение, но пред ставленное иными формациями и не имеющее непосредственной связи с интрузива ми.

Для разломных зон сжатия и растяжения расположение полос интенсивно де формированных пород (и, следовательно, связанного с ними эндогенного орудене ния), по свидетельству В.А. Невского [1978] характеризуется асимметричностью.

Очевидно, что этот тип распределения обусловлен свойственной разломным зонам со смещением по падению пространственной миграцией фронта разрывобразования.

Магистральный сместитель, выраженный наиболее мощной зоной тектонитов, в этом случае является крайней (передовой) границей разломной зоны, а контролируемые ей интрузивы или рудопроявления располагаются в крыле, вмещающем практически всю зону разрывообразования.

Поперечная асимметрия в распределении оруденения в пределах разнотипных разломных зон обусловливается еще одной особенностью динамики разрывообразо вания. Это выявленная ранее экспериментальным путем поперечная миграция зоны распространения активных разрывов при формировании внутренней структуры раз ломной зоны. Существование данного явления, крайне сложно устанавливаемого в природных условиях, подтверждают результаты исследований Л.М. Красильникова [1980], изучавшего пространственные взаимоотношения областей распространения флюоритового оруденения вдоль крупных разломов Забайкалья. Согласно данным цитируемого автора, ширина разломной зоны определяется совокупностью проявле ний всех связанных с дизъюнктивом разновидностей разнородной гидротермальной минерализации. При этом участки распространения однотипной минерализации, ха рактеризуясь существенно меньшими поперечными размерами, располагаются в про странстве обособленно от зон проявления разрывов с иным по возрасту и типу мине ральным заполнением. Частные зоны, соответствующие определенному этапу фор мирования крупного дизъюнктива, могут накладываться друг на друга или распола гаться отдельно, что в целом отражает процесс миграции зоны активного структуро образования в поперечном направлении.

Таким образом, существование миграций колебательного типа следует учиты вать при исследовании связанных с разломами рудопроявлений. Они в каждый кон кретный этап развития дизъюнктива создают неравномерность в распределении раз рывных деформаций вкрест его простирания, что приводит к неравноценной прони цаемости крыльев для магмы и рудоносных флюидов. В связи с этим симметричное расположение оруденения относительно главного сместителя даже для сдвигов сле дует считать скорее исключением, чем правилом. В природных условиях месторож дения и рудопроявления в большинстве случаев приурочены к одному из крыльев (активному) тектонического нарушения, как это, например, характерно для выявлен ного Л.И. Лукиным и Е.П. Сонюшкиным [1958] типа структур гидротермальных ура новых месторождений (рис. II.17). Ту же закономерность иллюстрируют показанные на рис. II.18 профили, построенные различными исследователями вкрест простирания некоторых крупных рудоносных разломов.

Рис. II.17. Рудные тела на участках разви тия мелкой трещиноватости вблизи разломов (по [Лукин и др., 1958]).

1 – туфы порфиритов;

2 – дайка кварцевых порфиров;

3 – дорудные тектонические нарушения;

4 – системы мелкой трещиноватости;

5 – рудные тела.

Рис. II.18. Распределение рудных компонентов в крыльях крупных разломов.

А. Распределение суммарных запасов металлов по степени удаленности от разломов на колчеданно полиметаллических месторождениях Алтая по (по [Овчинников и др., 1973]).

Б. Обобщенный график распределения суммарных запасов (усл. ед.) металлов (Cu, Zn, Pb) по степе ни удаленности от поперечных разломов Рудного Алтая (по [Баранов и др., 1976]).

В. Типы кривых распределения средних содержаний свинца по интервалам удаленности от рудокон тролирующих поверхностей (I – слабопроводящая поверхность;

II – поверхность закрыта;

III – дорудное влияние поверхности;

IV – рудоподводящая поверхность;

V – поверхность закрыта) (по [Детальные структурно-прогнозные карты..., 1979]).

Характеристику закономерностей размещения оруденения вдоль тектониче ских нарушений следует начать с зональности наиболее простого вида, описанной в работах В.А. Невского [1978;

1979] и выражающейся в локализации более раннего по возрасту оруденения в их центре и позднего – на флангах. На рис. II.19 показана ти пичная горизонтальная зональность свинцово-цинкового месторождения (г. Шалс берг, США), располагающегося в зоне трещиноватости. Данный тип зональности от четливо фиксируется для мелких и, значительно реже, для крупных разрывов, марки руя процесс роста тектонического нарушения от его краев, перпендикулярных на правлению перемещения крыльев (распространение разрыва способом II).

Рис. II.19. Горизонтальная зональность типичного рудного месторождения близ г. Шалс берг (США) (по [Рейнолдс, 1964]).

Существенно иной вид распределения характерен для рудных и металлогени ческих зон, формирующихся вдоль фронта разлома, ориентированного параллельно вектору движения (распространение разрыва способом III). Наличие представленной в данной работе неравномерной нарушенности субстрата разломных зон приводит к тому, что, даже при одинаковом по их простиранию подтоке рудоносных флюидов (или магмы), интрузивные массивы и связанное с ними оруденение проявляется не только дискретно, но и с определенной регулярностью. Это подтверждают результа ты работ П.Р. Коббольда и К.К. Фергюсона [Cobbold, Ferguson, 1979], В.В. Богацкого [1986], Л.М. Плотникова [1991] и других исследователей, описавших для некоторых тектонических структур такую регулярность, как отражение общих законов распро странения деформации в реальных телах, не зависящих в качественном отношении от специфики их структурно-вещественной неоднородности.

В зонах мелких разломов регулярность выражается в известном для многих месторождений чередовании в плане с определенным шагом кулисообразно располо женных рудных жил [Крейтер, 1956;

Смирнов, 1969;

Вольфсон и др., 1975;

Уткин, 1980;

Яковлев, 1982;

Ж. Семинский и др., 1987;

Ж. Семинский, 2000], штокверков или небольших приоткрывающихся полостей у изгибов разломных сместителей [Невский, 1978;

Некрасов, 1980;

Уткин, 1989]. В разрезе единичной рудной жилы данное явление обусловливает формирование максимумов концентрации полезного компонента, чередующихся с минимумами вдоль их прорастающих (в данном случае – способом II) краев (рис. II.20).

Рис. II.20. Распределение свинца в продольной плоскости главной жилы месторождения Сребреница в Югославии (по [Некрасов, 1980]).

1 – изолинии концентрации свинца, м%;

2 – участки богатых руд с содержанием свинца более м%.

Примерами регулярности пространственного распределения продуктов магма тизма и связанного с ними оруденения вдоль простирания крупных металлогениче ских зон являются уже упоминавшиеся в книге Дербеке-Нельгехинский и Сихотэ Алинский сдвиги (см. рис. I.9, А и рис. II.21), а также серия дизъюнктивов аналогич ного морфогенетического типа, изученных на Сибирской платформе П.С. Вороновым [1988]. Данная закономерность также имеет место для крупных зон растяжения, при Рис. II.21. Распределение интрузий в зоне Сихотэ-Алинского сдвига в Приморье.

А. Схема расположения интрузивов на территории Приморья (по [Радкевич, 1971]).

Б. Карта плотности интрузивных массивов в изолиниях.

В. Продольный профиль, построенный по линии сместителя сдвига.

1 – интрузивы;

2 – сместитель сдвига;

3 – разломы;

4 – изолинии плотности интрузий (количество массивов в единице площади).

мерами которых, согласно Л.М. Натапову с соавторами [Натапов и др., 1989], могут служить скрытые разломы фундамента Сибирской платформы, выводящие в породы чехла продукты магматизма, с которыми связан большой комплекс разнотипных по лезных ископаемых. Из рис. II.22 видно, что вдоль некоторых разломных зон места локализации вулканических аппаратов, месторождений и рудопроявлений распола гаются примерно на одинаковых расстояниях друг от друга, причем величина шага больше у крупных разломных зон по сравнению с более мелкими. Регулярность рас пределения оруденения вдоль зон сжатия может быть проиллюстрирована на приме ре чешуйчато-надвиговой системы (полиметаллические месторождения) Балтийского щита или разломного обрамления (ультраосновные интрузивы с месторождениями хромитов) Иранского срединного массива (см. рис. I.9, З и рис. II.23).

Рис. II.22. Фрагмент структурно тектонической схемы Ангаро-Вилюйского руд ного пояса (по [Ангаро-Вилюйский..., 1980] с упрощениями).

1 – стабилизированные блоки антиклинорно го типа в докембрийском цоколе под осадочным чех лом: ТН – Тунгусский, НП – Непско-Пеледуйский, Н – Непский, М – Мирнинский, СЮ – Сюльдюкарский, А – Анабарский;

2 – выходы докембрийского цоколя;

3 – Ангаро-Вилюйская глубинная зона разломов фундамента и чехла;

4 – скрытые глубинные зоны разломов фундамента: I – Катанга-Илимпейская, II – Нижнетунгусская;

5 – достоверные (а) и предпола гаемые (б) зоны разломов в осадочном чехле;

6-8 – контуры распространения траппов (6), базальтовых туфов (7) и базальтовых туфолав (8);

9 – предпола гаемые контуры вулкано-тектонических структур;

– вулканические аппараты основного состава;

11-14 – эндогенные рудопроявления и месторождения железа трубочного типа (11), железа трещинного и неуста новленного типов (12), меди (13) и титана (14).

Перечисленные примеры свидетельствуют не только о существовании рас сматриваемой закономерности для разломных зон, формирующихся в разных дина мических обстановках, но и о ее независимости от типа оруденения. Развивая эту те му, следует отметить, что регулярность распределения также характерна (и даже в большей степени) для месторождений углеводородного сырья, существенно отли Рис. II.23. Характер размещения ультраосновных интрузий и хромитовых месторождений в юго-восточном обрам лении Иранского срединного массива (по [Щеглов, 1971]).

1 – разломы;

2 – ультраосновные ин трузии;

3 – месторождения хромитов.

чающихся от перечисленных по типу и генезису. Как видно из представленных на рис. II.24 структурных схем, отдельные месторождения углеводородов располагаются примерно на одинаковых расстояниях друг от друга в ядрах антиклинальных складок, сформировавшихся на ранних этапах развития сдвиговых разломных зон. Таким об разом, специфика внутреннего строения крупных дизъюнктивов является одним из определяющих факторов локализации месторождений полезных ископаемых в тех случаях, когда их формирование связано с миграцией в земной коре магмы, флюидов или газов.

Поскольку регулярность в расположении узлов локализации месторождений полезных ископае мых обусловлена неравномерной нарушенностью их субстрата раз рывами 2-го порядка, величина ша га между продуктивными участка ми зависит от всех тех параметров, которыми в распределении плотно сти разрывов определяется анало гичная характеристика (см. главу I.3). При прочих равных условиях расстояние между рудными узлами увеличивается в ряду зона растя жения – зона сжатия – зона сдвига, а также будет больше в разломных зонах поздних этапов развития по сравнению с ранними. Среди коли чественных характеристик, отра жающих условия разломообразо вания, наиболее существенное влияние на величину шага между участками локализации месторож дений должна оказывать скорость деформирования, с увеличением которой он уменьшается, тогда как при возрастании менее значимых мощности нагруженного слоя и его вязкости данный параметр увели чивается.

Привлекая к металлогениче Рис. II.24. Месторождения нефти, локали- скому анализу тектонофизические зующиеся в сдвиговых зонах. закономерности разрывообразова А. Северная часть продуктивной зоны Скейпио Альбион в Калифорнии (по [Harding, 1974]): 1 – ния, необходимо учитывать, что прямое отождествление максиму нефтяные ловушки;

2 – антиклинальные складки.

Б. Инглвудская продуктивная зона в Калифорнии мов нарушенности и узлов локали (по [Муди и др., 1960]): 1 – антиклинальные зации месторождений не всегда яв складки и связанные с ними нефтяные ловушки;

– ось сдвиговой зоны с направлением горизон- ляется справедливым. Согласно ис тальных перемещений;

3 – контуры возвышенно- следованиям В.В. Богацкого [Бо гацкий и др., 1980], месторождения стей.

В. Схема расположения крупных разломов, нефтя- полезных ископаемых часто при ных и газовых месторождений в Западно Туркменской впадине (по [Кудрявцев, 1963]): 1 – урочены к участкам не максималь Красноводско-Балханский глубинный шов;

2 – ной, а определенной плотности разломы;

3 – локальные структуры;

4 – нефтяные разрывных нарушений. Ее значе месторождения;

5 – газовые месторождения. ние не может быть установлено только из структурных данных, так как в большей степени зависит от варьирующих в каждом конкретном случае свойств (реологических и вещественных) рудоносных флюидов.

Следует отметить, что в рудной геологии давно известна, но особенно активно обсуждается в настоящее время закономерность локализации месторождений и рудо проявлений в узлах правильных пространственных сетей [Иванкин, 1970;

Филонюк, 1984]. Однако это явление обычно объясняется либо с чисто геохимических позиций, либо в рамках синергетического подхода – свойствами самоорганизации материи.

Нам представляется, что по крайней мере в отношении металлогенических зон иссле дования подобного типа не могут считаться корректными без учета структурного фактора, способного, как было показано выше, также приводить к геометрически правильным распределениям узлов локализации месторождений полезных ископае мых. Таким образом, наиболее перспективным в этом плане следует считать совмест ное структурное и вещественное изучение природных объектов с учетом явления са моорганизации вещества в открытой динамической системе.

II.2.3. Отражение временных закономерностей разрывообразования в характере проявлений магматизма и оруденения в разломных зонах В полной мере исследовать влияние временной неравномерности разломообразования на распространение одновозрастной минерализации в настоящее время не представляется возможным. Флюидная активность, в отличие от сейсмической, лишь косвенно отражает процесс разрывообразования. Разрывные нарушения в этом случае играют пассивную по большому счету роль, являясь каналами для флюидов или благоприятными участками для рудоотложения.

Активная роль принадлежит магматическому очагу или другому источнику, от размеров, глубины заложения и специфики развития которого зависят тип, активность и масштабы флюидонасыщенности того или иного участка земной коры.

В связи с этим на данном этапе исследований существуют серьезные трудно сти в оценке того, в каком виде отмеченный ранее замедленно-ускоренный характер разрывообразования в разломных зонах отражается на локализации в их пределах ме сторождений полезных ископаемых. Можно лишь на самом общем уровне предполо жить, что флюидная активность в периоды структурных перестроек будет возрастать, так как разрядка напряжений и увеличение амплитуд смещений по разрывам в про цессе локализации деформации нарушают термодинамические условия в земных не драх, способствуя в целом повышению активности уже существующих магматиче ских камер и возникновению новых очагов.

Однако, несмотря на то, что распределение месторождений и магматических формаций прямо не отражает замедленно-ускоренный характер формирования внут ренней структуры разломных зон, существование трех главных стадий их развития, являющихся на качественном уровне выражением временной неравномерности раз рывообразования, устанавливается весьма определенно. Для мелких разломов это можно проиллюстрировать рисунком из монографии В.П. Уткина [1980] (рис. II.25), где по структуре рудоносных кварцевых жил отчетливо выделяются три характерных состояния мелкой зоны действия скалывающих напряжений, первое из которых пред ставлено кулисами не связанных нарушений е-типа, а последнее – смещающим жилы магистральным разрывом. Для крупных разломов существование стадийности под тверждается результатами ставших классическими исследований А.И. Суворова [1962], предложившего разделять глубинные сдвиги на три структурных типа (каин динский, актасский и джалаир-найманский) с различной магмоконтролирующей ро лью, соответствующие, по нашему мнению [Семинский, 2003], главным временным стадиям развития разломов.

В качестве примеров для ил люстрации поясового расположения интрузивных массивов в сдвиговых разломных зонах разных стадий раз вития можно воспользоваться ри сунками, приведенными в предыду щих разделах монографии. Ранняя дизъюнктивная стадия представлена Дербеке-Нельгехинской оловоруд ной зоной Западного Верхоянья (см.

рис. I.9, А), внутренняя структура которой состоит из сравнительно мелких разломов R’- и R-типов. Зона, кроме характерной металлогениче Рис. II.25. Характер деформаций пород на ской выраженности и трассировани разных этапах (I, II, III) формирования зоны мелко- ем цепочкой интрузивов, отчетливо выделяется в виде специфического го сдвига (по [Уткин, 1980]).

1 – кварцевые жилы;

2 – границы зон присдви- «фациального» коридора и поэтому, говых деформаций;

3 – разрыв (сдвиг) с признаками сме- по мнению сторонников концепции щений.

линеаментной металлогении [Том сон, 1988], является классическим примером сквозных рудоконцентрирующих струк тур. Разломы, находящиеся на более зрелых стадиях, также контролируют распреде ление интрузивов, но в этих случаях они приурочены к сегментам магистрального сместителя и зонам их сочленения друг с другом (поздняя дизъюнктивная стадия) или к магистральному сместителю и оперяющим его нарушениям (стадия полного разрушения), что, например, характерно для Сихотэ-Алинского сдвига в Приморье (см. рис. II.21).

Таким образом, характер распределения продуктов магматизма и рудообразо вания косвенным образом отражает отличия в организации разрывных сетей на раз ных стадиях формирования разломных зон. Еще более отчетливо это проявляется в специфике характерных для отдельных стадий структур рудных полей и месторожде ний, исследование которых, согласно справедливому заключению А.В. Пейве, «…важно не столько для общих геолого-металлогенических прогнозов, сколько для горнорудных целей и для поисков рудных тел в пределах уже выявленных рудных поясов и узлов» [Глубинные…, 1990, с.151].

Из множества существующих классификаций структур рудных полей наиболее часто в прикладной геологии используются систематики В.М. Крейтера [1956], П.А. Шехтмана, Х.А. Акбарова и В.А. Королева [1964], В.И. Смирнова [1969], В.И. Казанского [1972], Ф.И. Вольфсона и П.Д. Яковлева [1975], Г.Ф. Яковлева [1982], якутских геологов [Атлас…, 1985], Ж.В. Семинского [2000]. Все они содержат интересующий нас классификационный раздел, объединяющий структуры рудных полей, связанных с разрывными дислокациями. При этом, несмотря на частные раз личия более дробных градаций, существует серия подтипов, которые выделяются большинством исследователей: рудные поля и месторождения в 1-ой, 2-х, 3-х и более системах трещин;

в сложных разломах (с месторождениями, локализующимися в местах сочленений и разветвлений разломов, а также в блоках между сходящимися и субпараллельными разломами);

в крупных разломах (которые в зависимости от усло вий разломообразования, кроме открытых полостей, могут быть представлены зона ми дробления, рассланцевания и т. п.);

в изгибах разломных сместителей и (или) со провождающих их трещинах оперения;

в узлах пересечения разломов.

Некоторые из упомянутых выше классификаций полностью охватываются пе речисленными типами [Шехтман и др., 1964;

Атлас…, 1985]. Другие содержат типы, которые, по нашему мнению, не имеют большого самостоятельного значения и могут рассматриваться в рамках перечисленных выше основных типов. Например, трещин ные типы, фигурирующие в классификациях В.И. Смирнова, Г.Ф. Яковлева или В.М.

Крейтера, входят в основные типы структур рудных полей, локализующихся в 1-ой, 2-х, 3-х и более системах трещин. Или разновидностями рудных полей в зонах круп ных разломов в принципе являются выделяемые рядом исследователей [Смирнов, 1969;

Вольфсон, Яковлев, 1975;

Яковлев, 1982;

Ж. Семинский, 2000] в качестве само стоятельных типов рудоносные структуры в сбросах и сдвигах, с одной стороны, и надвигах, – с другой. При этом, прежде всего, подразумевается их различное (крутое или пологое) пространственное положение, что влияет на морфологию оруденения и имеет значение при разработке месторождений полезных ископаемых. Наконец, не которые из фигурирующих в классификациях типов нами не принимаются во внима ние, как связанные с существованием «первичных» структурно-вещественных неод нородностей, а не с характером анализируемых здесь общих закономерностей разры вообразования. Это, прежде всего, относится к структурам рудных полей, возникаю щих на участках пересечений разломами благоприятных горных пород [Вольфсон, Яковлев, 1975;

Ж. Семинский, 2000] или пересечений разломов поперечными доруд ными трещинами [Вольфсон, Яковлев, 1975], а также лестничные жилы, возникаю щие при рудоотложении в перемежающихся слоях разной компетентности [Вольф сон, Яковлев, 1975].

Анализ перечисленных выше главных типов, проведенный по литературным данным на примере структур рудных полей многих гидротермальных месторожде ний, показал, что каждый из них может быть отнесен к определенной стадии развития внутренней структуры разломных зон в том широком их понимании, как это принято в данной работе. В результате была составлена классификация структур рудных по лей и месторождений, имеющих место в металлогенических зонах, в которой сущест вование каждого типа обосновано не «механическим» набором наиболее часто встре чающихся на месторождениях структурных ситуаций, а обусловлено их привязкой к объективно существующим разновидностям сетей разрывов 2-го порядка, имеющих место в зонах действия скалывающих напряжений. Рассматриваемая ниже тектоно физическая классификация может быть использована в рамках любой из существую щих более общих систематик как единый блок связанных с разломными зонами ти пов структур рудных полей.

Группа рудных полей и месторождений, контролируемых разломными зонами, согласно приведенной на рис. II.26 систематики, делится на 3 подгруппы по времен ному признаку, определяющему степень зрелости вмещающей объекты разрывной структуры. Поскольку последняя в своем развитии проходит через три характерных состояния (иллюстрируемых рис. I.4-I.6), каждому из них соответствует своя под группа рудоносных объектов, то есть полей и месторождений ранней дизъюнктивной, поздней дизъюнктивной стадий развития и, наконец, дизъюнктивной стадии полного разрушения. Каждая из подгрупп делится на два типа, причем один из них отвечает за рудные поля и месторождения, которые контролируются собственно разрывными на рушениями (то есть линейными структурными элементами) в разломных зонах, а другой – изометричными формами, возникающими главным образом при взаимодей ствии разрывов 2-го порядка.

Рис. II.26. Систематика рудных полей и месторождений, локализующихся в разломных зонах.

Подгруппа рудных полей и месторождений, связанных с пластической стадий развития разломной зоны, не рассматривается в связи с акцентированием исследований на объектах, контролируемых собст венно разрывными нарушениями.

Таким образом, рудные поля и месторождения в разломных зонах ранней дизъюнктивной стадии развития могут располагаться в системах опережающих раз рывов (тип 1) и в узлах их взаимодействия (тип 2), охватывая в последнем случае не только непосредственно область контактирования, но и смежные угловые части обра зовавшихся блоков. Деление рудных полей и месторождений, контролируемых раз ломными зонами поздней дизъюнктивной стадии развития, определяется резкой дифференциацией последних на участки спрямленных сегментов главного сместите ля (тип 4) и изометричные участки сложного строения в областях их сочленения (тип 3). Рудные поля и месторождения в разломных зонах стадии полного разрушения об разуют только один самостоятельный тип 5, существование которого обусловлено формированием изгибов главного сместителя в местах примыкания к нему опере жающих разрывов. Тип рудных полей и месторождений линейно вытянутой формы, образующихся в этом случае, может отличаться от имеющих место на предыдущей стадии развития разломной зоны лишь сравнительно большим масштабом проявле ния (ввиду наличия протяженного сместителя) и поэтому не приводится как отдель ное подразделение в предлагаемой систематике.

Ниже на конкретных примерах рассматриваются перечисленные главные типы рудных полей и месторождений, тогда как в иллюстрации подтипов нет необходимо сти, поскольку они, собственно, и охватывают подразделения рудных объектов, наи более часто фигурирующие в упомянутых выше классификациях предыдущих иссле дователей.

Первый тип включает рудные поля и месторождения, образованные серией жил, которые выполняют системы опережающих разрывов, составляющих внутрен нюю структуру разломных зон ранних стадий развития, причем именно системность рудных тел является определяющим признаком данного типа рудоносных объектов.

Типичным примером в данном случае является широко известное месторождение Фрайберг, где разноориентированные рудные жилы располагаются в зонах, южная из которых представлена на рис. II.27, А. В зоне имеет место несколько систем протя женных (до 7 км) крутопадающих жил, среди которых, кроме безрудных, две Рис. II.27. Примеры рудных полей и месторождений, относящихся к первой (А), второй (Б), третьей (В), четвертой (Г) и пятой (Д) группам систематики, показанной на рис. II.26.

А. План части рудного поля Фрайберг в Германии с пятью системами жил (по [Великий, 1961]): 1 – богатые серебро-свинцовые жилы (две сис темы);

2 – кварцево-свинцовые жилы;

3 – баритово-кварцевые жилы;

4 – безрудные жилы.

Б. Структурно-геологическая схема оловянного месторождения Октябрьское на Дальнем Востоке (по [Ж. Семинский и др., 1987] c упроще ниями): 1 – песчаники;

2 – алевролиты;

3 – дайки основного состава;

4 – рудные жилы;

5 – зоны дробления;

6 – надвиги;

7 – сдвиги;

8 – ус ловные границы разрывных систем;

9 – элементы залегания рудных жил (а) и слоистости (б).

В. Структура Центральной рудной зоны Замбаракского месторождения в Средней Азии (по [Некрасов, 1980]): 1 – флюидальные кварцевые порфиры и их туфолавы;

2 – горизонт туфов с обильными вулканическими бомбами;

3 – зоны дробления;

4 – маломощные разрывы;

5 – руд ные тела;

6 – относительные направления внутрирудных движений в плане;

7 – то же в разрезе: а – погружение, б – воздымание.

Г. Схема строения участка рудоносной зоны Сентачанского месторождения в Якутии (по [Атлас..., 1985]): 1 – алевролиты;

2 – песчаники;

3 – разрывы;

4 – тектонические зоны смятия;

5 – кварцевые прожилки;

6 – рудные тела.

Д. Схема геологического строения месторождения Садоб в Средней Азии (по В.А. Королеву [Шехтман и др., 1964]): 1 – сланцы;

2 – известня ки;

3 – эффузивные породы;

4 – интрузивные породы;

5 – рудные тела;

6 – разломы и оперяющие трещины.

представлены серебро-свинцовой, одна – кварцево-свинцовой и одна – баритово кварцевой минерализациями. Таким образом, несмотря на структурный контроль ме сторождения Фрайберг разрывами пяти направлений, количество приоткрывающихся в один этап минералообразования систем не превышало двух. Поскольку это следует из установленных ранее [Семинский, 2003] закономерностей разрывообразования, а также подтверждается анализом других месторождений подобного типа, последний в предлагаемой систематике (см. рис. II.26) делится лишь на два подтипа, охватываю щих подавляющее большинство структурных ситуаций.

Следующий (второй) тип рудных полей и месторождений обусловлен сущест вованием узлов взаимодействия разрывов – структурной ситуации, которая также имеет широкое распространение в виду наличия на ранней дизъюнктивной стадии развития разломных зон разноориентированных систем разрывов 2-го порядка. Ти пичным представителем данного типа является оловянное месторождение Октябрь ское (рис. II.27, Б), расположенное в узле взаимодействия ориентированных на севе ро-запад и северо-восток сдвиговых зон, которые, судя по состоянию внутренней структуры, находятся на ранней дизъюнктивной стадии развития. Вследствие этого месторождение занимает значительную площадь и представлено серией рудных тел, локализующихся в двух субпараллельных границам разломных зон системах разры вов 2-го порядка. На участках взаимодействия последних рудные тела увеличиваются в размерах, приобретают Т- и Х-образную формы, демонстрируя на более высоком иерархическом уровне принадлежность к месторождениям описываемого типа.

Рудные поля и месторождения следующего (третьего) типа локализуются в разломных зонах поздней дизъюнктивной стадии развития и пространственно при урочены к участкам сложного строения, представленным густой сетью соединяю щихся и разветвляющихся опережающих разрывов R-, P- и Y-типов. Так, структура центральной рудной зоны Замбаракского свинцово-цинкового месторождения (см. рис. II.27, В) определяется наличием серии линейно вытянутых и изометричных в плане рудных тел, приуроченных к отдельным фрагментам разрывной сети, образо вавшейся в области сочленения двух сравнительно крупных разломов. Это собствен но Замбаракский разлом и аналогичное ему по форме и размерам тектоническое на рушение, протягивающееся от западной части показанной на рисунке площади к ее центру, где оно представлено изогнутым в плане субширотным Средним разломом.

Большинство рудных тел месторождения, локализующихся в местах сочленения и разветвления разрывов 2-го порядка, охватывает в ряде случаев и пространство кон тактирующих блоков. Анализ подобных месторождений свидетельствует, что такие структурные ситуации имеют наибольшее распространение и поэтому послужили ос новой для выделения двух главных разновидностей месторождений рассматриваемо го типа (см. рис. II.26).

Четвертый тип рудных полей и месторождений в структурном отношении кон тролируется спрямленными сегментами главного сместителя разломных зон, которые могут в зависимости от условий формирования быть представлены зонами дробле ния, тектонического рассланцевания и т. п. Как показано в систематике (см. рис.

II.26), он в равной степени характерен для разломных зон поздней дизъюнктивной стадии развития и разломов стадии полного разрушения. Главный сместитель возни кает на границе между стадиями в результате сочленения его спрямленных сегмен тов, имеющих место уже на первой из упомянутых стадий. В качестве примера руд ных объектов четвертого типа на рис. II.27, Г приводится схема строения рудоносной зоны Сентачанского месторождения сурьмы. Антимонитовое рудное тело приуроче но к зоне дробления и рассланцевания Сентачанского взброса, который при петельча том строении в целом имеет выдержанную в плане прямолинейную форму. Оперяю щие разлом нарушения 2-го порядка образуют штокверковую зону анкерит кварцевых прожилков, приуроченную к висячему блоку магистрального сместителя.

Таким образом, несмотря на нерудный характер их заполнителя, данный пример сви детельствует о принципиальной возможности локализации оруденения одновременно в зоне прямолинейного главного сместителя и оперяющих его тектонических нару шениях. С другой стороны, для большинства проанализированных месторождений характерна локализация рудных тел либо в главном сместителе, либо в оперяющих разрывах, так как условия трансформации рудного вещества и его отложения в пре делах разнопорядковых разрывов существенно различны. Это и послужило основани ем для выделения в отдельные подтипы рудных полей, контролируемых сместителем и оперяющими нарушениями (см. рис. II.26).

Последним (пятым) типом рудных объектов, контролируемых разломными зо нами стадии полного разрушения, являются рудные поля и месторождения, приуро ченные к изгибам главного сместителя (см. рис. II.26). Эти участки, как известно, ис пытывают наибольшее приоткрывание в ходе подвижек по разрывному нарушению, что иногда и делает их благоприятным местом для рудоотложения. На представлен ной здесь в качестве примера схеме геологического строения месторождения Садоб (рис. II.27, Д) рудное тело имеет неправильную форму, так как контролирующий его размещение изгиб главного сместителя 1-го порядка осложнен серией оперяющих нарушений. По аналогии с предыдущим типом месторождения типа 5 целесообразно разделить на два подтипа, первый из которых связан с выполнением рудными телами оперяющих разрывов и, таким образом, совпадает с уже рассмотренным выше под разделением данного уровня (что отражено стрелками на рис. II.26), а второй – с ло кализацией в пределах изгибов зон дробления, тектонического рассланцевания и т. п., представляющих главный разломный сместитель.

Следует отметить, что многообразие природных условий рудоотложения, свя занное со спецификой проявления как разрыво-, так и флюидообразования, создает рудные поля и месторождения, не укладывающиеся в жесткие рамки предложенной (да, и любой другой) систематики. Приведенные выше примеры структур месторож дений, иллюстрирующие каждый из пяти выделенных типов, были подобраны так, чтобы проиллюстрировать возможность существования в пределах одного объекта рудных тел, относящихся к разным подтипам. Еще одним преимуществом предло женной тектонофизической классификации является то, что при ее составлении уда лось, во-первых, охватить все наиболее важные из известных ранее типов рудных по лей и месторождений (и, таким образом, не подвергать полной ревизии устоявшиеся в рудной геологии представления) и, во-вторых, поставить их в соответствие с про странственно-временными закономерностями разрывообразования в разломных зо нах, то есть подвести теоретическую основу под эмпирически сложившиеся пред ставления. С другой стороны, анализ структуры рудных объектов позволил подтвер дить на детально изученных примерах объективность существования установленных в данной работе пространственно-временных закономерностей разрывообразования и, в первую очередь, специфики разрывных сетей на отдельных стадиях развития разломных зон, каждой из которых могут быть поставлены в соответствие совершен но определенные структуры рудных полей и месторождений.

* * * Итак, многие закономерности распределения продуктов магматизма и связан ного с ним жильного оруденения в контролируемых разломами металлогенических зонах определяются в первую очередь пространственно-временной неравномерно стью формирования их внутренней структуры. Несмотря на отсутствие на данном этапе исследований прямых признаков взаимосвязи неравномерности разрывообразо вания и флюидной активности, ее существование косвенно подтверждается карди нальными различиями проявлений магматизма и гидротермального оруденения в разломных зонах, находящихся на разных стадиях развития.

В зонах ранней дизъюнктивной стадии интрузивные массивы одной формаци онной принадлежности располагаются в широкой полосе, не обнаруживая непосред ственной связи с тектоническими нарушениями 2-го порядка. Разломные зоны стадии полного разрушения характеризуются существенно меньшими поперечными разме рами и трассированием цепочками интрузивных массивов главного сместителя, а иногда и наиболее крупных оперяющих его нарушений 2-го порядка. Поздним дизъ юнктивным стадиям развития, как занимающим промежуточное положение между двумя описанными выше стадиями, свойственно цепочечное распределение интрузи вов в сегментах магистрального сместителя и существование узлов их повышенной концентрации на участках сочленения последних.

Еще более отчетливой является зависимость разновидностей структур рудных полей от состояния разрывных сетей, свойственных каждой из трех главных стадий развития вмещающих их разломных зон. Это послужило теоретическим основанием для составления новой систематики в рамках группы структур рудных полей и ме сторождений, контролируемых разломными зонами. В ней подгруппы соответствуют временным стадиям разрывообразования зон разломов с характерным для каждой из них парагенезисом разрывов 2-го порядка, типы – разобщенным в пространстве (ли нейным и изометричным) участкам с отличающейся структурой, а подтипы – их бо лее дробным разновидностям, охватывающим все основные типы рудных объектов, выделенные в более ранних классификациях.

Пространственная неравномерность разрывообразования находит отражение в поперечной зональности и продольной дискретности распределений магматизма и оруденения в металлогенических зонах. Первая заключается в существовании общей тенденции увеличения интенсивности процессов от периферии к осевой части при смещении максимальных концентраций в одно из крыльев. Асимметрия распределе ния обусловлена наличием поперечной миграции активности разрывообразования, приводящей к неодинаковой нарушенности крыльев дизъюнктива. При этом наи большая нарушенность, а, следовательно, и концентрация продуктов магматизма и рудообразования, свойственна активному крылу даже для разломов сдвигового типа.

Преимущественной локализации оруденения в висячих крыльях взбросов, сбросов и надвигов, кроме их повышенной раздробленности, также способствует стремление к свободной поверхности флюидов, проникающих по сместителю.

У мелких разломов и окончаний крупных дизъюнктивов в связи с их прораста нием способом II может иметь место продольная зональность в проявлении орудене ния, выражающаяся в увеличении его возраста по направлению к центру. У разломов, распространяющихся способом III, независимо от их морфогенетической принадлеж ности главной закономерностью в этом плане является чередование в продольном направлении максимальных и минимальных (до полного отсутствия) концентраций продуктов магматизма и связанного с ним жильного оруденения, причем расстояния между максимумами в условиях стабильного тектонического режима сохраняются примерно одинаковыми. Величина шага зависит от параметров режима (скорости на гружения, вязкости и размеров деформируемого объема, стадии развития разломной зоны и др.), но не всегда равна расстоянию между максимумами нарушенности. В обычно встречающихся случаях приуроченности оруденения к участкам равной, но не максимальной плотности разрывов картина распределения приобретает опреде ленную специфику, установление которой может быть успешным только при ком плексном исследовании структуры и вещества.

Глава II.3. Геопатогенный аспект тектонофизических закономерностей разрывообразования в разломных зонах Разрывы, составляющие внутреннюю структуру разломной зоны любого типа и ранга, являются потенциальными проводниками флюидов и газов различного со става и происхождения. Это в совокупности с образованием разнотипных физических полей в процессе собственно деформации и разрывообразования, может оказывать существенное влияние на здоровье людей, которые проживают в регионах, характе ризующихся интенсивной дислоцированностью горных пород. Несмотря на то, что описываемое воздействие бывает как положительным, так и отрицательным, именно негативное влияние в первую очередь привлекло к себе внимание общественности.

Так, уже почти сто лет ученые и энтузиасты занимаются исследованием так называе мых геопатогенных зон, под которыми обычно понимают участки земной поверхно сти с аномалиями геофизических, геохимических и геодинамических полей, обуслов ленными неоднородностями земной коры, которые оказывают негативное влияние на здоровье человека и его хозяйственную деятельность [Прохоров и др., 1998].

Из этого определения следует, что к геопатогенным, кроме регулярных сетей (Хартмана, Курри и др.) неустановленной природы, следует относить и те, которые в структурном отношении представлены разломами. С еще большим основанием дан ный вывод справедлив при тектонофизической трактовке последних, так как в этом случае к разломам относятся и дизъюнктивные структуры, не считающиеся таковыми при традиционном подходе (например, закономерно организованные зоны повышен ной трещиноватости и проницаемости). Разломные зоны представляют собой неод нородности не только в структуре и веществе, но и в поле напряжений, что фиксиру ется целым комплексом известных методов исследования. Структурно-геоло гические, геодезические и дистанционные методы позволяют фиксировать структур ные проявления разломов в земной коре. Геохимические методы дают возможность выявлять аномалии, вызванные спецификой вещественного заполнения разломов.

Геофизические методы обнаруживают аномалии в проявлении гравитационных, тем пературных, магнитных, электромагнитных, электрических и эманационных (в том числе радоновых, гелиевых и других) полей, оказывающих влияние на биополе чело века.

На данном этапе развития естествознания совокупное воздействие перечис ленных выше факторов на здоровье человека не поддается точной оценке. Кроме то го, серия полей, наведенных динамической активностью тектонических нарушений (поле напряжений, разнотипные энергетические поля), вообще слабо изучены в рас сматриваемом отношении. Исследование данного вопроса в настоящее время проис ходит главным образом путем сбора медицинской статистики и ее обработки с целью выявления физических носителей того или иного воздействия. Однако неопределен ность природы целой серии генерируемых излучений не мешает использовать свой ства некоторых людей (операторов), обладающих повышенной чувствительностью, для фиксации местоположения источника воздействия. Именно на этом основан один из главных способов картирования геопатогенных зон – метод биолокации [Непом нящих, 1989].

Тезис о том, что часть геопатогенных зон в структурном отношении представ лена разломными зонами, доказывают не только описанные здесь и во многих публи кациях предшественников соображения общего плана, но и результаты целенаправ ленных работ. Так, Е.К. Мельников с коллегами [Мельников и др., 1994] на основе комплекса медико-биолого-геологических исследований выявил для территории г. Санкт-Петербурга геопатогенные зоны, а также установил их приуроченность к та ким геологическим неоднородностям земной коры, как активные разломы, погребен ные палеорусла и подземные потоки. Кроме того, в данной работе оценено негатив ное влияние откартированных структур на состояние биогенных систем и, в том чис ле на здоровье человека (онкозаболевания, врожденные пороки и другие болезни, из менение в поведенческих функциях), которое в несколько раз превосходит отрица тельное воздействие загрязнения территории г. Санкт-Петербурга выбросами круп ных промышленных предприятий.

Все это свидетельствует, что важность выявления геопатогенных зон и иссле дования их внутренней структуры имеет ничуть не меньшее экологическое значение для человека, чем анализ и предотвращение техногенного загрязнения геологической среды. Поэтому не случайно картирование геопатогенных зон рекомендовано в строительных нормах и правилах при проектировании любых строительных площа док [СНиП 22-01-95, 1996;

СНиП 30-01-95, 1996]. Учитывая, что потоки трещинно жильных вод по водоносным горизонтам или палеоруслам в подавляющем большин стве случаев приурочены к разломным зонам, данный аспект их исследования имеет большую практическую значимость и требует самого пристального рассмотрения.

Вследствие этого необходимо рассмотреть геопатогенный аспект разломообра зования, причем ту его часть, которая является достаточно определенной на совре менном этапе исследований. В данном случае за границами изучения остается то гео патогенное воздействие, которое обусловлено энергетическим и информационным полями, так как их существование вокруг разломных зон, хотя и не вызывает сомне ний, но остается не ясным по своей физической природе. Часть из них, безусловно, связана с полями напряжений и деформаций, возникающими и непрерывно эволю ционирующими в разломных зонах. Однако установленные, в том числе и в результа те наших работ, тенденции развития этих полей не могут быть использованы для ана лиза закономерностей геопатогенного воздействия, поскольку характер и степень та кого воздействия на человека неизвестны, как неизвестны и сами физические носите ли такого влияния.

В связи с этим задачей проведенного исследования было рассмотреть геоэко логические аспекты тектонофизических закономерностей формирования внутренней структуры разломных зон только в связи с теми агентами геопатогенеза, веществен ная сущность которых, а также законы формирования и миграции достаточно опре делены на современном этапе развития геологии. К таким агентам относятся вода и различные газы (прежде всего, радон, гелий, водород, метан, аргон, углекислый газ, пары ртути), перемещающиеся и накапливающиеся в разломных зонах в результате их повышенной проницаемости, а также играющие одну из основных (если не глав ную) ролей в формировании геопатогенного воздействия. Следует отметить, что ис следованию гидрогеологических особенностей разломных зон при проведении иссле дований уделялось существенно большее внимание, поскольку геоэкологические функции воды и газов несопоставимы. Действительно, в геопатогенезе вода играет более важную роль, поскольку с ней могут переноситься и многие газы, а сам процесс транзита создает наведенные поля (например, электромагнитное), которые издавна обнаруживали «лозоходцы». Кроме того, вода необходима человеку для жизнедея тельности и, таким образом, является полезным ископаемым, причем его запасы, за щищенные от загрязнения и наиболее кондиционные по качеству, нередко приуроче ны к разломным зонам. Наконец, вода представляет собой тот агент, благодаря кото рому по разломным зонам могут мигрировать продукты техногенного загрязнения, происходить подтопление промышленных и городских территорий, а также прояв ляться другие нежелательные для человека последствия его хозяйственной деятель ности. Таким образом, вследствие нахождения воды в разломных зонах геоэкологи ческая функция последних проявляется в полном объеме, поскольку в данном случае взаимодействие человека и геологической среды имеет двусторонний характер.

Прежде чем рассмотреть отражение тектонофизических закономерностей раз рывообразования в обводненности разломных зон, необходимо остановиться на их наиболее общей гидрогеологической характеристике. В связи с этим ниже излагаются принятые нами представления общего плана по гидрогеологии разломов, в основе ко торых лежат работы В.М. Степанова [Степанов, 1964;

1989;

Степанов, Тугарина, 1982], Н.А. Маринова [1971], С.Ш. Мирзаева и Р. Ишанкулова [1984], Е.В. Пиннекера с коллегами [Основы…, 1980;

1982;

Пиннекер, Ясько, 1982], М.А. Тугариной [1987], С.Н. Тагильцева [2003] и некоторых других исследователей.

Разломные зоны, содержащие в составляющих их структурных элементах кол лекторы подземных вод, в гидрогеологическом отношении могут классифицировать ся как подземные водоносные зоны. Они имеют специфические особенности, отли чающие их от гидрогеологических структур неразломного типа. Вода в пределах раз ломных зон находится в коллекторах, которые в структурном отношении представ ляют собой полости в зонах дробления магистрального сместителя и зонах наруше ний 2-го порядка, а также примыкающих к ним трещинах. Это позволяет относить воды данного типа к трещинно-жильным. Такие проницаемые для воды разрывы или их части, которые В.М. Степанов [1964;

1989] предложил выделять в качестве само стоятельных гидрогеологических структур и называть обводненными разломами, мо гут располагаться в водоносной зоне обособленно или образовывать более сложные системы, представленные в структурном отношении серией пересекающихся и со членяющихся разрывов. Кроме перечисленных гидрогеологических структур, в пре делах разломной зоны могут иметь место открытые, то есть потенциально водонос ные разрывные нарушения или их сегменты, а также сместители, непроницаемые для воды.


Следствием представленной выше структурной организации водоносной зоны разломного типа является ее специфичность в гидрогеологическом отношении. Это, прежде всего, проявляется в своеобразии режима подземных вод на обособленных участках разломной зоны. Каждая отдельная, нередко гидравлически взаимосвязан ная система обводненных разрывов, как правило, характеризуется отличающимися химическими и физическими свойствами подземных вод, а также особенностями их динамики.

Как известно, перечисленные гидрогеологические характеристики зависят от таких факторов как климат, рельеф, состав вмещающих пород и структура геологиче ского тела, к которому они приурочены. Само проникновение воды в разломную зону осуществляется в основном за счет инфильтрации атмосферных осадков и поверхно стных вод, а также перетока из водоносных горизонтов и комплексов. Условия тран зита и разгрузки подземных вод в зонах разломов зависят от тех же факторов, причем влияние трех первых из них в большинстве случаев прогнозируемо. В то же время предсказать какую гидрогеологическую функцию (водоупорную, водопроводящую, водопоглощающую или водовыводящую) выполняет та или иная разломная зона в исследуемом регионе можно только при достаточных знаниях об основных законо мерностях ее внутреннего строения, которым и посвящено приведенное ниже описа ние.

Одним из определяющих факторов проницаемости разломных зон для воды, является степень их тектонической активности. Подавляющее большинство обвод ненных разрывов характеризуется подвижками в новейшее время. Этот же фактор служит определяющим и для миграции через разломную зону газов различного типа, причем присутствие некоторых из них (например, радона) в водах или почвах пред ставляет часто используемый признак активности разлома в течение последних от резков геологической летописи. Емкостные свойства разломных зон в принципе за висят от размеров последних, хотя связь, как будет показано в следующем разделе, неоднозначна. Поперечные размеры зоны распространения обводненных разрывов варьируют как по горизонтали, так и по вертикали. При этом глубина водоносных зон в большинстве природных регионов соизмерима с мощностью зоны выветривания и глубиной формирования трещинно-грунтовых вод. В то же время в тектонически ак тивных участках земной коры воды могут проникать по разломам на существенно большие глубины, где происходит их нагрев до температур, превышающих 20°С.

Приуроченность термальных вод к конкретному разлому свидетельствует об актив ности этого тектонического нарушения, что было показано на примере ряда регионов нашей страны [Рудник, 1996;

Лысак, 2002]. С.В. Лысак для Байкальской рифтовой зоны, Забайкалья и юга Сибирской платформы убедительно показала, что в зонах ак тивных разломов подземное тепло наиболее интенсивно выносится с водой, причем аномалии в этом случае отличаются в большую сторону на два и более порядков по сравнению с окружающими территориями.

Несмотря на то, что водоносность субвертикальных и крутопадающих разло мов по отношению к пологопадающим считается более существенной, ориентировка дизъюнктивов по отношению к горизонту в данном случае не является полностью определяющим фактором. В существенной степени на проницаемость разломных зон влияет динамическая обстановка их формирования, так как практически все исследо ватели подчеркивают увеличение емкостных свойств в ряду: надвиги (взбросы) – сдвиги – сбросы.

Не вызывает сомнений, что ключевую роль в гидрогеологическом режиме раз ломных зон играет организация их разрывной структуры. Однако в литературе прак тически не уделено внимание данному фактору за исключением констатации наи большей водо- и газопроницаемости узлов пересечения и сочленения составляющих разломную зону сместителей 2-го и более высоких порядков. Вместе с тем, при ис следовании условий обводненности разломных зон решению данного вопроса необ ходимо уделять особое внимание, поскольку это позволит избежать тех существен ных потерь, которые в настоящее время сопровождают разведку и эксплуатацию ценных месторождений подземных вод, нефти и природного газа.

Целью работ, представленных в данном разделе, было показать, как установ ленные ранее тектонофизические закономерности формирования внутренней струк туры разломных зон отражаются в характере проявления гидрогеологических свойств, связанных с ними водоносных зон. Рассмотрение парагенетических взаимо отношений между разрывами 2-го порядка, а также особенностей их пространствен но-временного развития в гидрогеологическом контексте позволит выделить основ ные закономерности обводнения разломных зон, которые определяются состоянием разрывных сетей в их пределах.

II.3.1. Отражение парагенетических взаимоотношений между разрывами в характере обводненности разломной зоны Проведенное исследование базировалось на изучении гидрогеологии несколь ких природных регионов, а также обобщении литературных данных по обводненным разломным зонам. Из регионов это, прежде всего, Балейский и Дарасунский рудные районы, которые, с одной стороны, располагаются в пределах известных для Забай калья крупных разломных зон, а с другой, – характеризуются достаточно полной структурной изученностью вследствие проведения работ по разведке и эксплуатации месторождений полезных ископаемых. Поскольку опорным участком при проведе нии исследований являлся Балейский, необходимо коротко остановиться на его структурно-геологической характеристике.

Балейский рудный район (рис. II.28) находится в Восточном Забайкалье и при надлежит к зоне влияния крупнейшего Монголо-Охотского разлома, который имеет древний возраст заложения и испытывал активизацию в позднем рифее, раннем па леозое, позднем палеозое-раннем мезозое, позднем мезозое и кайнозое [Демин и др., 1982]. Последние из наиболее интенсивных подвижек в этой долгоживущей разлом ной зоне происходили на этапе тектоно-магматической активизации, который охва тил всю территорию Забайкалья в мезозойское время. В структурном отношении он выразился в дифференцированных движениях блоков по уже существующим круп ным сместителям северо-восточного простирания и в возникновении тектонических нарушений северо-западной, субмеридиональной и субширотной ориентировок. Эти перемещения привели к образованию морфоструктур, сохранившихся в современном рельефе в виде горных хребтов-массивов (горстовые поднятия) и межгорных впадин (компенсационные грабены).

Борщевочный массив представлен в районе исследований одноименным гра нитоидным батолитом, внедрившимся в средней юре вдоль южной ветви Монголо Охотского разлома. Петровский массив сложен раннекарбоновыми гранитоидами ун динского комплекса (гранодиориты, диориты и плагиограниты), которые прорваны поздеюрскими интрузиями. Ундинская депрессия, разделяющая Борщевочный и Пет ровский массивы, представляет сложно дислоцированную грабенообразную структу ру, в которой блоки фундамента на отдельных участках опущены до глубины 2500 м или выступают на поверхности. Опущенные блоки являются конседиментационными грабенами (Балейский, Лесковский, Лукинский и другие), заполненными невыдер жанными по мощности и литологическому составу молассовыми отложениями – конгломератами, песчаниками, алевролитами, пирокластическим материалом.

Для оценки условий формирования подземных вод в строении Балейского гра бена целесообразно выделение трех структурных этажей: 1) нижний, представленный позднепротерозойскими-раннекарбоновыми кристаллическими породами (сланцы, кварциты, филлиты, гранитоиды), слагающими фундамент и горное обрамление;

2) средний, представленный ритмично переслаивающимися среднеюрскими-нижне меловыми вулканогенно-осадочными образованиями (туфолавы, туфопесчаники, ар гиллиты, алевролиты, конгломераты), мощностью 1000 м;

3) верхний, сложенный осадочными отложениями кайнозоя (делювий, пролювий, аллювий).

Определяющая роль в формировании структурного плана Балейского района принадлежит тектоническим нарушениям, по которым происходили движения блоков фундамента и чехла. Сместители разломов представляют собой межблоковые пла стинообразные в первом приближении геологические тела, раскрытие которых в от дельные периоды мезозойской тектоно-магматической активизации способствовало перемещению гидротермальных растворов и локализации рудного вещества в обра зовавшихся структурных ловушках. На современном этапе тектогенеза раскрытые участки разломов являются путями движения трещинно-жильных подземных вод.

Рис. II.28. Обзорная схема тектонических структур Балейского рудного района по дан ным И.М. Адельсона, С.С. Максимова, Н.В. Петровской и др. [Балейское рудное поле..., 1984].

1-2 – крупные (1) и мелкие (2) разломные сместители;

3 – предполагаемое положение сместителя;

4 – зоны повышенной трещиноватости;

5 – порядковые номера разломов (1 – Борщевочный, 2 – Петров ский, 3 – Синдуинский, 4 – Ундинский, 5 – Дутурульский, 6 – Шивиинский) и зон трещиноватости (7 – Куренгинская, 8 – Талангуйская, 9 – Калангуйская);

6 – поднятия;

7 – разнотипные прогибы;

8 – грабены.

В Балейском рудном районе выделяются крупные Борщевочный и Петровский сместители, заложенные в раннем палеозое и входящие в зону Монголо-Охотского разлома (см. рис. II.28). Длительная активность этих тектонических нарушений спо собствовала образованию в них интрузивных тел и передробленных пород, создаю щих препятствия на путях миграции гидротерм. Зонами тектонитов меньшей мощно сти представлены субмеридиональные сместители – Дутурульский и Каменский, – ограничивающие Балейский грабен и являющиеся фрагментами Балейско Дарасунской разломной зоны, которая, судя по степени зрелости ее внутренней структуры, остановилась в своем развитии на ранней стадии. Более мелкие разломы района относятся к локальному рангу, причем большинство из них по протяженности не превышает первых километров. Магистральные сместители представляют собой зоны дробления, мощность которых не превышает 1-2 м. Каждый из них сопровожда ется серией субпараллельных сближенных в пространстве более мелких зонок дроб ления, сгущением разрывов и трещин различной пространственной ориентировки, которые вместе и составляют внутреннюю структуру разломной зоны. Обычно в пре делах рассматриваемой территории встречаются разломные зоны без главного сме стителя, а также зоны повышенной трещиноватости. Эти структуры также относятся к локальному рангу, формировались на всех этапах мезозойской активизации и «раз били» вулканогенно-осадочные породы Балейского грабена на разновеликие блоки.


По времени заложения среди локальных разломных зон выделяются дорудные (сформировавшиеся или подновившиеся в период рудогенеза) и послерудные нару шения.

Исследование гидрогеологических условий Балейского и Дарасунского рудных районов базировалось на документации и гидрохимическом опробовании водопрояв лений в карьере Балейского и в подземных горных выработках Тасеевского, Средне Голготайского, Дарасунского, Талатуйского и Усуглинского месторождний, замерах величины водопритоков, опытных откачках, массовых замерах обводненных трещин в подземных горных выработках, а также обследовании, документации и гидрохими ческом опробовании месторождений минеральных и пресных трещинно-жильных вод в Балейском, Дарасунском, Улетовском, Чернышевском, Нерчинском, Усуглинском, Шелопугинском и Краснокаменском районах Забайкалья. Анализы состава подзем ных вод и газов выполнялись в химических лабораториях кафедры гидрогеологии и инженерной геологии Иркутского государственного технического университета, ПГО «Иркутск-геология», Института геохимии СО РАН и ВостСибНИИГГиМСа. Следует отметить, что приводимые ниже количественные показатели гидрогеологических ус ловий в описываемых рудных районах соответствуют тому времени, когда горноруд ная промышленность интенсивно развивалась, но, возможно, не полностью отвечают сегодняшнему дню. В связи с этим далее они используются лишь для иллюстрации тех или иных из наиболее общих (в основном качественных) закономерностей обвод ненности разломных зон.

В результате проведенных исследований было установлено, что гидрогеоло гические условия Балейского рудного района в Забайкалье определяются наличием трех основных типов гидрогеологических структур (таблица II.5): Борщевочного и Петровского гидрогеологических массивов, гидрогеологического бассейна Балейско го грабена и разломных водоносных зон, для которых характерны, соответственно, трещинно-грунтовые, порово- и трещинно-пластовые и трещинно-жильные воды.

Определяющую роль в формировании гидрогеологических условий грабена играют обводненные разрывы (разломы), которые представляют открытую (зияющую) часть разломных водоносных зон, где движение подземных вод имеет характер плоского потока, ограниченного поверхностями сместителей или стенками полостей, образо вавшихся в разломной зоне.

Исследование обводненных разрывов имеет большое практическое значение для горнорудной промышленности, так как именно они играют главную роль в фор мировании водопритоков в горные выработки на всех изученных нами месторожде ниях Забайкалья. На Средне-Голготайском месторождении приток трещинно грунтовых вод в шахту на момент измерений составлял 0.18 м3/ч, в то время как при ток трещинно-жильных вод варьировал от 30 до 138 м3/ч. На Дарасунском и Талатуй ском месторождениях за счет трещинно-жильных вод тектонических разрывов фор мировалось, соответственно, 90% и 95% общего водопритока. Наконец, в пределах Балейского рудного поля, на примере гидрогеологических условий которого ниже рассматриваются проявления тектонофизических закономерностей разрывообразова ния, разрывные нарушения также играли определяющую роль в обводнении горных выработок. Например, водоприток из разломов в шахту № 1 Балейского месторожде ния составлял 184 м3/ч, а в подземные выработки Тасеевского месторождения – 334 м3/ч. Кроме того, приток минеральных газирующих трещинно-жильных вод со ставлял 1.2 м3/ч.

Таблица II. Обобщенная характеристика подземных вод Балейского рудного района Обводненность разломных зон в пределах Балейского рудного района в период проведения исследований характеризовалась следующими основными параметрами.

Трещинно-жильные воды вскрывались в разломах на глубинах от 50 до 200 м, в от дельных случаях – до 300 м. Величина напора изменялась от 50 до 200 м. Пьезомет рические уровни воды устанавливались на глубинах 37-40 м, а в некоторых случаях на высоте 1.5-2.0 м над поверхностью земли. Дебиты при самоизливе трещинно жильных вод обычно составляли 0.8-1.2 л/с, не превышая 3.0 л/с. Водопритоки из от дельных разрывов в подземные горные выработки изменялись от долей до 7-10 м3/ч.

Проницаемость разломов оценивалась коэффициентом водопроводимости от 10 до 480 м2/сут и достигала на отдельных участках 942 м2/сут. По химическому составу трещинно-жильные воды относятся к преимущественно гидрокарбонатным натрие вым, реже сульфатно-гидрокарбонатным смешанного катионного состава с минера лизацией до 1.0-1.5 г/л. Кроме того, по данным И.С. Ломоносова (фондовые материа лы) отмечались повышенные на 1-2 порядка по сравнению с фоном содержания неко торых микрокомпонентов (мышьяк, висмут, вольфрам, марганец, свинец, хром, медь, олово, цинк, ванадий), характерных для гидротермальных месторождений Восточно го Забайкалья.

В газовом составе трещинно-жильных вод в период проведения исследований преобладали углекислый газ, обнаруживались сероводород, кислород, углеводороды группы метана, азот и редкие газы. Имели место случаи вскрытия трещинно-жильных вод с минерализацией, достигающей 9.5 г/л, газирующих углекислым газом. Выходы этих вод были приурочены преимущественно к субмеридиональным разрывам, секу щим рудные тела и гидротермально измененные породы. Наличие газовой состав ляющей в трещинно-жильных водах способствовало подъему их смеси к поверхно сти, хотя природа газов до конца не выявлена. Характерно, что трещинно-жильные воды в разрывах были аномально гелиеносными по сравнению с подземными водами массивов и бассейна, для которых характерны благоприятные условия для водообме на. По данным водно-гелиевого опробования содержание гелия в трещинно-жильных водах рудного района превышало в 20 и даже 60 раз фоновое значение (510-5 мл/л).

Питание трещинно-жильных вод Балейского рудного района происходит в ос новном за счет трещинно-грунтовых вод, перетекающих по системам дренирующих межструктурных разломных зон, которые осуществляли гидравлическую связь между сопредельными гидрогеологическими массивами и бассейном, а также инфильтрации поверхностных и атмосферных вод через отложения осадочного чехла грабена. Ре жим трещинно-жильных вод в период измерений отличался относительной стабиль ностью с незначительными колебаниями уровней и дебитов, которые отмечались обычно через 2-3 месяца после периодов интенсивных осадков, что свидетельствова ло об удаленности области питания.

В результате проведенных работ была установлена серия гидрогеологических и геофизических признаков, свидетельствующих об обводненности выделенных структурно-геологическими методами разломных зон. К первым из них относятся высокая водопроводимость (940 м2/сут), значительные дебиты (до 10-15 л/с), преоб ладание в химическом составе гидрокарбоната и натрия, сопутствующие газовыделе ния (обычно углекислый газ) и наличие растворенного гелия (превышение фона в 17 67 раз). При этом характерным признаком вскрытия обводненного разрыва был пер воначально наибольший водоприток, который обычно продолжался в течение 3- дней, а затем заметно снижался и оставался относительно стабильным в течение не скольких месяцев, до 3-4 лет или даже десятилетий в разных скважинах. Геофизиче ские признаки определялись на основе анализа материалов Балейской ГРЭ, ТПИ и ЦНИГРИ, причем было установлено, что обводненные разрывы выделяются в элек трическом и гравитационном полях, но не имеют выраженности в материалах аэро гаммаспектрометрии и магниторазведки. Перечисленные признаки использовались для построения структурно-гидрогеологических карт и последующего анализа струк турных особенностей водоносных зон.

На рис. II.29 представлена схема обводненных разрывов Балейского грабена, в пределах которого располагаются рудные жилы, а также разведочные и эксплуатаци онные горные выработки. В структурном отношении это участок Борщевочной раз ломной зоны, характер обводненности которой позволяет рассмотреть выявленные ранее парагенетические закономерности разломообразования в гидрогеологическом аспекте. Как видно из схемы, внутренняя структура разломной зоны представлена ма гистральным сместителем (собственно Борщевочный разлом) и разрывными наруше ниями 2-го порядка, которые существенно отличаются по характеру обводненности.

Так, зона дробления собственно Борщевочного разлома по данным разведочного бу рения имеет мощность тектонитов 1.5 км и в условиях характерной для Забайкалья Рис. II.29. Обводненные разломы Балейского грабена и диагностические признаки их вы деления.

В качестве геологической основы использованы материалы В.Г. Хомича и С.В. Чеглокова (по [Ба лейское рудное поле, 1984]).

1-2 – разноранговые разломы, выходящие на поверхность (а) и перекрытые (б);

3 – послойные срывы;

4 – рудные тела;

5 – индексация диагностических признаков выделения разлома: А – геоморфоло гические, В-Е – геологические (В – тектоническое несогласие пород;

С – брекчирование, милонитизация, наличие зеркал скольжения, глинки трения;

D – рудоносность;

E – наличие магматических тел), F-L – гео физические (аномальные значения: F – поля rк (электроразведка);

G – поля гравитационного потенциала (гравиразведка);

H – гамма-поля (аэрогаммаспектроскопия);

I – поля магнитного потенциала (магнитораз ведка);

J – поля второй производной гравитационного потенциала;

K – поля производной гравитационного потенциала, пересчитанной в нижнее полупространство;

L – вертикальной составляющей магнитного по ля), M-R – гидрогеологические (M – вскрытие трещинно-жильных вод скважинами;

N – потери бурового раствора в скважинах;

O – вскрытие трещинно-жильных вод горными выработками;

P – повышенная ми нерализация трещинно-жильных вод (более 1 г/л);

Q – повышенное содержание микрокомпонентов в тре щинно-жильных водах;

R – газовыделения);

6-13 – разновидности горных пород района;

14 – взаимодейст вие скважин по результатам откачек.

умеренной активности является непроницаемым экраном для подземных вод. По следнее характерно и для некоторых разломов 2-го порядка, превышающих по длине первые десятки километров и поэтому относящихся к региональным (например, Ду турульского). Что же касается разломных зон локального ранга (2-го порядка), то практически все их системы – субмеридиональная, северо-западная и северо восточная – являются обводненными. При этом большинство разломов по протяжен ности не превышает 2-3 км, то есть относится к самым мелким разрывным нарушени ям. Их внутреннюю структуру обычно составляют одна или серия зонок тектонитов, каждая из которых оперяется более мелкими разрывными нарушениями трещинного ранга, что и определяет аномальный характер распределения, формирования и раз грузки трещинно-жильных вод. Согласно структурно-гидрогеологическим исследо ваниям, наибольшие водопритоки в зонах разломов локального ранга обеспечивают крупные трещины и самые мелкие из тектонических зонок, заполнитель которых с течением времени, разрыхляется, растворяется и вымывается под действием воды.

Таким образом, ситуация в Борщевочной водоносной зоне служит подтвер ждением известной, наиболее общей закономерности во флюидной проницаемости разломных сместителей [Степанов, 1989]: чем крупнее тектоническое нарушение, тем большей полосой тектонитов оно сопровождается и, следовательно, тем меньшей во допроводимостью оно характеризуется. Вследствие этого обводнены самые мелкие разломы, а крупные сместители, сопровождающиеся зоной катаклаза, милонитизации или дробления, часто являются водоупорами. Как и в случае с Балейским рудным районом, крупные разломные сместители обычно служат границами гидрогеологиче ских массивов и бассейнов с существенно различающейся динамикой подземных вод.

При этом такая пограничная разломная зона в целом может быть водоносной из-за обводненности разрывов 2-го порядка, составляющих ее внутреннюю структуру и со членяющихся с главным сместителем.

В связи с относительностью масштабных пределов для природных дизъюнкти вов имеют место случаи, когда в наиболее крупных разломных зонах отдельные ча стные сместители 2-го порядка имеют мощные непроницаемые для воды зоны дроб ления. Например, отдельные чешуи в пределах Боливийской надвиговой зоны (суб Анды) характеризуются настолько низкой проницаемостью, что отделяют друг от друга пластины с различной флюидной историей [Labaume et al., 2001]. С другой сто роны, крупные разломные сместители не везде и не всегда являются полными водо упорами. Они могут быть обводнены в местах сочленения или пересечения с разры вами 2-го порядка, как это характерно для собственно Борщевочного разлома в месте его взаимодействия с субмеридиональным Фабричным разрывом (см. рис. II.29). По добную – транзитную – в гидрогеологическом отношении роль (канал водообмена между смежными гидрогеологическими структурами) выполняют, например, попе речные разломы на Урале, которые пересекают главные, обычно безводные, про дольные сместители крупной разломной зоны и таким образом обеспечивают мигра цию подземных вод в сторону Русской платформы или, в других местах, Западно Сибирской плиты [Степанов, 1989].

На проявление представленной общей закономерности об определяющей роли масштаба разломного сместителя в его обводненности существенное влияние оказы вает степень тектонической активности. С ее усилением проницаемость разрывных нарушений, в том числе и самых крупных, в наиболее общем случае увеличивается.

Так, если самые протяженные сместители Забайкалья, характеризующегося умерен ной тектонической активностью в новейшее время, являются в основном безводны ми, то в пределах активизированной в настоящее время границы между Сибирской платформой и Саяно-Байкальским складчатым поясом (Байкальский рифт) аналогич ные по рангу дизъюнктивы обводнены [Основы…, 1982;

Пиннекер, Ясько, 1982;

Сте панов, 1989].

В еще большей степени влияние активности на обводненность проявляется в регионах, характеризующихся наиболее интенсивными перемещениями по разломам в настоящее время. С.Ш. Мирзаев и Р. Ишанкулов [1984] не только установили опре деляющее для гидрогеологии Южного Тянь-Шаня значение крупных разломов, но и подтвердили мнение В.М. Степанова [1964] о необходимости считать обводненные разрывы (наряду с массивами и бассейнами) самостоятельным типом гидрогеологи ческих структур. Цитируемые исследователи показали, что разломные зоны Южного Тянь-Шаня образуют водоаккумулирующие, водоотводящие, водопоглащающие и водовыводящие системы, характеризующиеся спецификой гидрогеологических про цессов. При этом они являются не только границами между разномасштабными мас сивами и бассейнами, но и связующими их звеньями. Например, разломы 2-го поряд ка, распространяющиеся от главного сместителя в направлении гор, выполняют водо собирающую функцию, а нарушения, «отходящие» от сместителя в сторону предго рий, играют в крупной водоносной зоне отводящую роль.

Следует отметить, что водопроницаемость даже наиболее мощных зон дробле ния меняется при землетрясениях, которые представляют самое интенсивное прояв ление тектонической активности. Вследствие разрушений, происшедших до и после сейсмического события, в ранее непроницаемом тектоните образуются открытые раз рывы, по которым вода мигрирует из одного крыла дизъюнктива в другое, изменяя гидрогеологический режим территории. Внешними проявлениями процесса служат изменение уровней подземных вод, вариации дебитов источников, исчезновение род ников в одних местах и их появление в других. Массовый характер таких событий в пределах какого-либо участка активной разломной зоны может предшествовать крупному землетрясению, что обычно и исследуется на предмет прогноза сейсмично сти [Rikitake, 1976;

Основы…, 1982;

Cai et al., 1984;

Oki, Higara, 1988;

Asteriadis, Livi eratos, 1989;

Roeloffs et al., 1989;

Muir-Wood, King, 1993;

King et al., 1995;

Rojstaczer et al., 1995;

Tokunaga, 1999;

Arabelos et al., 2001;

Belin et al., 2002].

Таким образом, поскольку водопроницаемость дизъюнктивов зависит от их масштаба, степень обводненности составляющих водоносную зону сместителей 2-го порядка уменьшается с увеличением их ранга. Проявления этой общей закономерно сти осложняются в местах пересечений и сочленений тектонических нарушений, а также в регионах с активными тектоническими движениями, когда в той или иной степени оказываются обводненными даже самые крупные сместители магистрально го типа. Если оценивать абсолютные размеры разломов (что важно для практики), то наибольшую роль в обводненности регионов играют самые мелкие из разломных зон локального ранга (длиной в первые километры и амплитудой смещения до первых десятков метров). Их магистральные сместители, не говоря уже о разрывах 2-го по рядка, в принципе открыты для миграции подземных вод. При этом наибольшей в це лом обводненностью характеризуется сам сместитель и крупные трещины (протя женностью примерно 100 м), тогда как средняя и мелкая трещиноватость, хотя и про ницаема для подземных вод (если их зияние более 0.01 см), но обладает существенно меньшими емкостными и водопроводящими характеристиками.

Поскольку наибольшее практическое значение имеет исследование разрывных нарушений локального ранга, именно им далее и будет уделено основное внимание.

Как видно из рис. II.29, в пределах Борщевочной водоносной зоны многие разрывы 2 го порядка обводнены. Более того, как показали проведенные ранее работы [Новик Качан, 1956], а также наши последующие исследования, степень их обводненности в период эксплуатации месторождения была настолько существенна, что на многих участках Балейского рудного района между разрывными зонами имела место гидрав лическая связь. Ее наличие подтверждалось прекращением самоизлива некоторых скважин с расширением фронта горных и буровых работ, поскольку тектонические нарушения были единственными водоподводящими структурами в пределах рудного поля. На это указывало и взаимодействие скважин, пробуренных в разных участках грабена и вскрывших напорные трещинно-жильные воды. Например, при таком вскрытии в пределах восточного блока грабена самоизливающиеся скважины цен трального и западного блоков нередко прекращали свое действие. Самоизлив тре щинно-жильных вод Отмаховского разлома из скважины № 356, продолжавшийся в течение 1.5 лет с дебитом 4.0 л/с, прекратился после вскрытия напорных вод скважи ной № 427 в разломе Контактовый № 2, скважиной № 428 в перекрытом разломе на Каменском месторождении и скважиной № 429 в небольшом субмеридиональном разрыве, секущем VIII рудную зону.



Pages:     | 1 | 2 || 4 | 5 |   ...   | 10 |
 





 
© 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.