Доклады Российской академии наук. Науки о Земле, 2022, T. 506, № 1, стр. 32-37

МЕТОДЫ И РЕЗУЛЬТАТЫ ИССЛЕДОВАНИЙ

Для оценки напряженно-деформированного состояния среды (НДС) в период поступления флюидов применены методы [6]: 1) реконструкции векторов напряжений-деформаций по динамопарам скола, выполненным минералами-индикаторами процессов рудообразования; 2) стереографического анализа векторов деформаций в изолиниях плотности распределения для определения фазовых портретов изменения НДС; 3) оценки напряжений по значениям Det(М_i,j)/Det(М_x,y) тензоров, отражающих изометрическое положение векторов в базисе с использованием коэффициентов асимметрии тензоров Бингхема. Соответствие палео-механизмов деформаций современным сейсмическим проверяли по схеме классификации фокальных механизмов землетрясений [7], определяющей (на основе изометрического отображения на сферу тензоров сейсмических моментов) области сферы, допустимые для механизмов деформаций DC- и NDC-типов. Для построения 3D-моделей разработан подход, расширяющий возможности использования ГИС-технологий и трехмерных визуальных моделей при изучении пространственно-временных закономерностей структурно-динамических процессов формирования месторождений [8]. Использовались отдельные модули и алгоритмы из специализированных горно-геологических информационных систем (MICROMINE), методически адаптированные под конкретную задачу. Переменные параметры флюидов (РТ, изотопный состав, соленость, плотность) определялись при изучении флюидных включений (ФВ) в золотоносном кварце, захваченных в процессе минералообразования. Микротермометрические исследования ФВ выполнялись на измерительном комплексе, включающем микротермокамеру THMSG-600 “Linkam”, микроскоп “Olimpus”, видеокамеру и управляющий компьютер [2]. Глубина начала минералообразования определялась по Pmax флюидов с учетом градиента литостатического давления (Р_L = 260 бар/км), а глубина завершения процесса – по Pmin, с использованием градиента гидростатического давления (Р_H = 100 бар/км). Принцип расчета глубин сформулирован в [9]. В расчетном интервале глубин сравнивались максимальные перепады давления, полученные по ФВ (Pmax-Pmin) и перепады литостатического давления (P_Lmax–P_Lmin) между нижним и верхним уровнем формирования минерализации. При Pmax-Pmin > P_Lmax-P_Lmin рассчитывалось среднее для данного интервала глубины давление флюидов, превышающее литостатическое.

Месторождение Ирокинда размещено на окраине юго-восточного сегмента Байкало-Муйского пояса, в Южно-Муйской глыбе (AR-PR₁), вовлеченной в субдукционно-коллизионные процессы байкальских циклов тектогенеза (~800 и 600 млн лет), вокруг которой формировалось складчато-орогенное сооружение ранних и поздних байкалид, проявлялся синтектонический магматизм, гипабисальный вулканизм (PR–PZ). Относительно позиции Южно-Муйской глыбы пока нет однозначного мнения – является ли она кратонным выступом или фрагментом кратонного террейна (микроконтинента), аккретированным к Сибирскому континету в конце рифея, венде [10] или частью микроконтинента, аккретированным дважды к Сибирской платформе вместе Северо-Муйским блоком [11]. Раннее отнесение Байкало-Муйского пояса к офиолитовым, последующее – к позднерифейским вулканическим, имеют свои геологические и магматические обоснования [12, 13]. Принципиальным в различных схемах являются выражение коллизионных, островодужных структур и время становления магматических комплексов. Приведенные данные по золоторудным месторождениям не согласуются с современными представлениями как о проявлении плюмового магматизма и сопровождающих его тектонических процессах [14, 15], так и с конкретной информацией [16] о возрасте золоторудной минерализации в регионе (~270–280 млн лет). Представления о ранне- и позднепалеозойской тектоно-магматической активизации в рифейском подвижном поясе в настоящее время заменяются концепцией связи рудообразования с Ангаро-Витимским мегабатолитом. В связи с особенностями геодинамического и тектонического развития Муйского рудного района необходимо рассматривать различные модели золотоносных рудообразующих систем, учитывая вероятность корового и мантийного их зарождения, явлений регенерации ранних рудных образований, совместного размещения полихронных рудных концентраций [17].

Тектоническая позиция в области влияния конвергенции литосферных плит, а также полихронный метаморфизм – зеленосланцевый в PR и гранулитовый в венде [11] позволяют отнести месторождение к орогенным. Термобарические параметры флюидов соответствуют орогенной рудообразующей системе, связанной с магматизмом и глубинными метаморфогенными процессами [2]. Минерализация жил формировалась из магматогенных флюидов при Т = 453–320°С, Р = = 3.3–1.1 кбар, а из метаморфогенных – при Т = = 384–270°С, Р = 5.0–1.4 кбар. Прямые измерения изотопного состава углерода в газовых ФВ показали присутствие газов, происхождение которых мы связали с процессами коллизионного метаморфизма в зоне субдукции при поглощении океанической коры мантией [2]. Однако особенности вариаций изотопного состава Pb, S, Sr и Nd рудных и жильных минералов дают основание заключить, что минералообразующие компоненты поступали в гидротермальную систему месторождения из разных источников [18]. Один из них авторы связывают с породами докембрийской коры, второй – с внутриплитным раннепермским щелочным магматизмом, а развитие рудообразующих процессов на месторождении – с возрастом около 270 млн лет назад. Такие данные указывают на противоречия между генезисом минеральной системы и сроками геодинамических и метаморфических событий, оторванных по времени на сотни млн лет от периодов поступления флюидов. По мнению Дж. Гровса и соавт. [5], большинство генетических гипотез орогенных месторождений золота, которые связаны с магмато-гидротермальными флюидами, в настоящее время опровергаются в рамках модели глобальной минеральной системы. Правдоподобные модели включают метаморфические флюиды (коровые), но источник флюида был сомнительным. Это происходит из-за дегазации (СО₂) субдуцированной океанической плиты с лежащей на ней золотосодержащей, богатой сульфидами осадочной пачки или высвобождения СО₂ из мантийной литосферы, которая была метасоматизирована во время субдукции [5].

Южно-Муйский блок, вмещающий Ирокиндинское рудное поле, ограничен на юге зоной Южно-Муйских глубинных разломов, на западе и востоке – Келяно-Ирокиндинской и Тулдуньской мобильными зонами глубинных разломов. В зонах присдвигового растяжения и сбросов по поперечным перемычкам на изгибах разломов в условиях право-сдвиговой транстенсии были образованы в PR₁ пулл-аппарт структуры с объемными камерами декомпрессии на глубине, которые определены с помощью 3D-модели поверхностной толщи осадков по ромбовидной форме прогибов в наложенных кайнозойских впадинах. Эволюция тектоно-магматогенных пулл-апарт структур происходила при кинематической инверсии сдвигов малой амплитуды в периоды автономного полихронного развития магматизма: в ранне-байкальский цикл тектогенеза; на рубеже ранне-поздне-байкальких циклов; в период палеозойской активизации. Периодическая смена режима право-сдвиговой транстенсии на лево-сдвиговую транспрессию инициировала полихронное затягивание в камеры декомпрессии краевых фаций магматических расплавов различной природы и возраста. Длительный процесс генерации и накопления рудообразующих флюидов из магм происходил в условиях затухающей лево-сдвиговой транспрессии в притертых (сдавленных) пулл-апарт структурах (рис. 1а).

Рис. 1.

Схема тектонического контроля области питания Ирокиндинской РС из автономных источников в периоды генерации и миграции флюидов (а). Разрез 3D-модели пулл-апарта 1.2 и миграции из него флюидов в сферу минерализации (б). Сферограммы деформаций в период поступления флюидов (в). Обозначения для рис.: (а) 1 – номера пулл-апарт структур в Келяно-Ирокиндинской (1.1, 1.2) и Тулдуньской (2.1, 2.2) мобильных зонах и в системе Южно-Муйских разломов (3.1, 3.2, 3.3); 2 – направление подвижек; 3 – камеры пулл-апартов (ромбы) с очагами (овалы внутри ромба) генерации и смешения флюидов; 4 – область питания РС: общая (сплошной овал), из пулл-апарта 1.2 (пунктир); 5 – направления регионального сжатия–растяжения. (б) 6 – гнейсы Киндиканской свиты (AR-? kn), вмещающие жилы; 7 – метатерригенные породы (R–V) мобильной зоны; 8–9 – магматогенные источники флюидов: 8 – габброиды Муйского плутонического комплекса (PR₁ ms 812 + 19 млн лет [19]), 9 – гранитоиды Бамбукойской серии (PR₂bm, 723 ± 4 млн лет [19]) гипабиссального Жанокского вулкано-плутонического комплекса; 10–12 – области воспроизводства флюидов из: габброидных (10), гранитоидных (11), смешанных (12) магм; 13–16 – направления миграции флюидов: 13 – габброидных, 14 – гранитоидных, 15 – смешанных, 16 – метаморфогенных газов из зоны субдукции; 17 – жилы; 18 – разломы. (в) 19 – выходы на верхнюю полусферу сетки Шмидта векторов напряжений-деформаций в изолиниях плотности распределения: А(σ₁) – растяжения, В(σ₂) – средней, С(σ₃) – сжатия; 20 – проекции плоскостей проницаемых нарушений; 21 – ориентировки |+σ₃max| = |–σ₂max|, лежащих в плоскостях проницаемых разломов при σ₁ > σ₃ = σ₂; 22 – ось симметрии системы деформаций; 23 – проекции аппроксимирующих конусов осевого распределения Бингхема.

Анализ магматизма, проявившегося (по данным [19]) вокруг блока, позволил предположить, что в пулл-апарте 1.1 (см. рис. 1а) могли накапливаться производные габброидных магм Муйского (812 млн лет [19]) и гранитоидных Витимканского (292 млн лет [19]) комплексов; в пулл-апарте 1.2 – Муйского и гранитоидного гипабиссального Бамбукойского комплексов (723 млн лет [19]). В пулл-апартах 2.1 и 2.2 источники флюидов могли формироваться из дифференциатов высокотитанистых плутоногенных габброидных магм Кедровского (735 млн лет [19]) и дифференциатов гранитоидных магм Муйского комплексов.

Вместе с этим трудно представить совмещение производных магм Муйского и Витимканского комплексов, образованных в пулл-апарте 1.1 с отрывом почти в 500 млн лет. Дифференциаты протерозойского магматизма могли удаляться полностью из промежуточного очага на образование жил на более глубоких горизонтах, возраста которых пока нет. А минерализация жил, локализованных в верхней части разреза, могла быть образована из нового палеозойского источника, генерация которого происходила в этой же пулл-апарт структуре 1.1.

Реконструкция эволюции в PR-PZ тектоно-магматогенных пулл-апарт структур и полученные новые изотопные данные по источникам флюидов [2] позволили определить общую область питания рудообразующей системы (см. рис. 1а), ограниченную влиянием очагов генерации флюидов в пулл-апартах только серии 1 и серии 2. Выявлено, что структура “пальмы”, сопряженная с пулл-апарт структурами, контролировала в целом образование жильного мегаштокверка, ветвящегося как крона дерева на верхних горизонтах и сходящегося к нескольким стволам у пулл-апарт структур на нижних горизонтах. На 3D-модели (см. рис. 1б) показаны очаги генерации магматогенных флюидов, смешивающихся с метаморфогенными газами в пулл-апарте 1.2, и пути миграции флюидов по разломам второго порядка одной из ветвей структуры “пальмы”. Раскрытие разломов “пальмы” подтверждают сферограммы деформаций периода поступления флюидов (см. рис. 1в). Механизм деформаций схож с механизмом разгрузки очага землетрясения NDC-типа при σ₃ = σ₂ < σ₁ [20].

Ирокиндинская РС характеризуется высокими РТ-параметрами (Р – от 1.11 до 5.03 кбар, Т – от 270 до 453°С) гетерогенных СО₂–Н₂О-флюидов; повышенной соленостью растворов (3.9–23.4 мас. %-экв. NaCl, при Т = 270–384°С); присутствием высокотемпературных рассолов (46.3–43.3 мас. %-экв. NaCl, при Т = 453–380°С) [2]. Значения (Р_Н2О + Ргазов)/Р_Н2О – от 11.8 до 57.7 в газ-гидратах ФВ и P_max-5кбар газовых ФВ подтверждают предположение о смешении водно-солевых растворов и свободных газов под большим давлением. Минерализация из смешанных источников происходила в интервалах глубин 11.1–13.4 км и 14.1–19.3 км. Значения K/Rb (343–328) в вытяжках из ФВ и высокие содержания солей в растворах с СО₂ обусловлены участием флюидов из магматогенных источников. В жиле 3, имеющей среднюю мощность 0.4–0.5 м, обнаружен раздув до 5 м, образование которого мы связываем с внедрением флюидов, смешанных с большим объемом напорных газов. Изотопный состав углерода из газовых ФВ (δ¹³С/δ¹²С от –0.6 до +0.7) и P_max > 5 кбар указывают на ювенильное происхождение газов при декарбонатизации морских известняков [2]. Образование таких флюидов можно связать с процессами коллизионного метаморфизма, происходящими при декарбонатизации и дегидратации известняков в зоне субдукции при поглощении океанической коры мантией.

ОБСУЖДЕНИЕ РЕЗУЛЬТАТОВ

Интерпретация комплекса данных, в том числе и полученных [2, 20], воплощена в модель функционирования Ирокиндинской РС. Газы, выделявшиеся в процессе декарбонатизации и дегидратации морских известняков (PR₁) в зоне субдукции накапливались в коллекторах аккреционной призмы, где были заперты в условиях длительного сжатия. Землетрясения, фокусирующиеся в зоне Беньофа, с релаксацией напряжений на деформации NDC-типа, вскрывали в постколлизионный период коллекторы призмы, обеспечивали миграцию напорных газов и воды в пулл-апарт структуры под давлением, превышающим литостатическое на 2.3 кбар, и смешение с  флюидами магматогенного происхождения (см.  рис. 1б). Непосредственное периодическое функционирование рудообразующей системы в разломах-проводниках начиналось после воспроизводства магматогенных флюидов, согласующегося со сроками тектоно-магматической активизации, под давлением, аномально превышающем литостатическое, в сейсмическом режиме левого сдвига. Пульсации больших объемов напорных флюидов создавали временные локальные объемные напряжения, которые приводили к компенсации сдвига. Смешанные с газами рудоносные флюиды и газы поступали в структуры “пулл-апарт-пальма” в необычных условиях синрудных деформаций, центроидный механизм которых обусловлен одноосным растяжением (см. рис. 1в). Реализация деформаций происходила при выравнивании напряжений |–σ₂| = |+σ₃| по абсолютной величине и вращении вокруг оси σ₁ поля напряжений, способного поддерживать перенос флюидов в сферу минералоотложения под давлением в гидродинамической системе, аномально избыточным над литостатическим на 1.8 кбар. Выявлено [20], что архитектура проницаемой трещинной инфраструктуры разлома зависит от ориентировки оси симметрии деформаций Н, которая контролирует миграцию потоков флюидов. На Ирокинде ось Н имеет устойчивую ориентировку – аз. пгр. 110^o/60^o. Вращение вокруг новой оси симметрии (Н) системы напряжений-деформаций (см. рис. 1в) в период поступления флюидов – одно из доказательств фазового перехода сейсмического поля напряжений сдвига в центроидное под давлением флюидов. Восходящий тепломассоперенос с вращением потока флюидов Ирокиндинской ФС происходил в стволовых зонах разломов в условиях растяжения, при давлении в гидродинамической системе от 3.5 до 5.0 кбар, аномально избыточном над литостатическим (P_L) на 1.8–2.2 кбар. Сейсмическая активность и пульсационное поступление флюидов в один и тот же объем разрушающихся пород возобновлялись многократно, при повторяемости землетрясений, согласующейся со сроками периодического воспроизводства флюидов в очагах их генерации. На повторное раскрытие тектонических нарушений, залеченных ранней Au–Q-минерализацией, указывает структура “жила в жиле”, которая встречается редко, но обнаружена нами в жиле 3, локализованной в зоне влияния источника из пулл-апарта 1.2. В этой же зоне локализованы крупные жилы 30, 35, Лагерная и другие более мелкие.

ВЫВОДЫ

1. Впервые выделена область гидротермального питания Ирокиндинской рудообразующей системы из четырех автономных полигенно-полихронных источников. 2. Очаги генерации источников контролировали тектоно-магматогенные пулл-апарт структуры, а миграцию флюидов в зону минерализации – сопряженные с ними проводящие структуры “пальмы”. 3. Перенос газов из зоны субдукции в пулл-апарт структуры и их смешение с магматогенными флюидами под давлением в гидродинамической системе, аномально избыточном над литостатическим, поддерживали палеосейсмические события, гипоцентры которых фокусировались в зоне Беньофа.