Геология рудных месторождений, 2020, T. 62, № 4, стр. 291-320

Методы изучения напряженно-деформированного состояния среды

Выделение в длительной истории тектонического развития района деформаций, соответствующих периоду поступления рудоносных флюидов, основывалось на методе реконструкции главных нормальных векторов напряжений (σ₁, σ₂, σ₃) и коллинеарных им векторов деформаций (А, В, С) по сопряженным тангенциальным сколам (Гзовский, 1975), выполненным минералами-индикаторами рудного процесса. По массовым замерам сопряженных пар рудных прожилков на площадках развития минерализации (см. фиг. 1в) восстановлены многочисленные ориентировки векторов А, В, С, выходы которых на верхнюю полусферу сетки Шмидта отражены на сферограммах в виде изолиний плотности распределения (в %). Мера рассеяния векторов оценивалась параметрической статистикой осевого типа (Bingham, 1974) с эллиптической формой доверительных интервалов также в %. Для количественной оценки изменения напряжений тектонофизическими методами обычно применяются коэффициенты относительного удлинения (укорочения) векторов σ₁, σ₂, σ₃ (здесь и далее σ₁ < σ₂ < σ₃), рассчитанные разными способами. По сути, такие коэффициенты, имеющие значения от –1 до +1, определяют форму эллипсоида деформаций – виртуального инструмента, позволяющего оценивать режим деформаций в изменяющемся поле напряжений. В кинематических методах (Гущенко, 1979; Angelier, 1975) используется коэффициент Лодэ-Надаи (μ) при условии, что известны направления векторов тангенциальных напряжений, которые определяются по бороздам скольжения. Однако на гидротермальных месторождениях многократный процесс “залечивания” ранних и внутрирудных борозд скольжения в период поступления флюидов превращает эти плоскости в “зеркала” скольжения, по которым не всегда можно реконструировать направление подвижки и тангенциальные напряжения. Поэтому при изучении Уряхского золоторудного поля применен другой подход к расчету коэффициентов методом (Bingham, Mardia, 1978). Были вычислены параметры t₁, t₂, t₃ распределения Бингхема, отражающие преимущественные направления действия главных нормальных напряжений, каждому из которых соответствует собственное число матрицы тензора. Такие числа, имеющие значения от –1 до +1, можно использовать для оценки относительного изменения векторов σ₁, σ₂, σ₃ в направлениях соответственно t₁, t₂, t₃. Кроме того, рассчитаны коэффициенты k₁, k₂, k₃ асимметрии тензоров (Bingham, Mardia, 1978). Применен также метод (Злобина, 1991) классификации рудовмещающих трещин, парагенетически связанных с подвижкой по разлому. Связь той или иной системы трещин с определенной подвижкой по разлому осуществлялась по оценкам отношения детерминантов тензоров-девиаторов – Det(М_i,j)/Det(М_x,y), характеризующих изометрическое положение на сфере плоскостей разломов и систем трещин в базисной системе координат. Геометрический анализ проекций разломов на стереографической сетке относительно изменяющихся ориентировок максимального σ₃ (вектор С) и минимального σ₁ (вектор А) сжатия и учет оценок изменения напряженно-деформированного состояния (НДС) среды позволяют определить изменение типа подвижки в процессе непрерывного деформирования (например, сдвиг с раздвижением или сдвиг, трансформирующийся в сдвиго-надвиг).

Методы изучения флюидной системы

Оценки параметров флюидной системы получены при исследовании флюидных включений (ФВ) в золотоносном жильном кварце, захваченных в процессе минералообразования. Среди изученных ФВ, в соответствии с критериями (Реддер, 1987), были выделены первичные, первично-вторичные и вторичные ФВ. К первичным отнесены ФВ, равномерно распределенные в объеме минерала-хозяина или приуроченные к зонам роста, а ко вторичным – приуроченные к секущим минерал-хозяин трещинам. Микротермометрические исследования ФВ выполнялись при помощи измерительного комплекса, созданного на основе микротермокамеры THMSG-600 Linkam (Англия), микроскопа Olimpus (Япония), видеокамеры и управляющего компьютера. Комплекс позволяет в режиме реального времени производить измерения температур фазовых переходов в интервале от –196 до 600°С, наблюдать за ними при больших увеличениях и получать цифровые микрофотографии. Концентрация солей для ФВ рассчитывалась по температуре плавления льда, с использованием данных из работы (Bodnar, Vityk, 1994). Солевой состав растворов определялся по температурам эвтектики (Борисенко, 1977). Давление оценивалось для ассоциаций сингенетичных включений типов 1 и 2 гетерогенного флюида как давление насыщенного пара воды. Оценка концентраций солей и давлений водяного пара и углекислоты проводились с использованием программы FLINCOR (Brown, 1989). Валовый анализ состава флюидов включений был выполнен из навесок 0.7 г класса –0.5 + 0.25 мм мономинеральных фракций кварца в ЦНИГРИ (аналитик – Ю.В. Васюта) по методике (Кряжев и др., 2006). ФВ в кварце вскрывали термически при 500°С. Методом газовой хроматографии (хроматограф ЦВЕТ-100) определяли количество воды для расчета концентраций элементов в гидротермальном растворе. Анализировались также углекислота, метан и углеводороды. После приготовления водных вытяжек в растворе методом ионной хроматографии (хроматограф ЦВЕТ-3006, чувствительность 0.01 мг/л) определяли Cl, SO₄ и F, методом ICP MS (масс-спектрометр Elan-6100) – K, Na, Ca, Mg и другие элементы.

Вмещающие породы, морфогенетические особенности рудных тел и состав руд

Вмещают рудные тела рифейские метавулканиты основного, среднего, кислого составов усть-келянской толщи (R_2-3uk), распространенные западнее Сюльбанского разлома, а также породы известково-сланцевого терригенного комплекса усть-уряхской (R_2-3ur) и водораздельной (R_2-3vd) свит, распространенные восточнее от него (см. фиг. 1в). Породы интрузивного синтектонического габбро-диорит-плагиогранитного таллаинского комплекса (R_2-3t) с возрастом (Рыцк и др., 2011) плагиогранитов 604 ± 7 млн лет и габброидов 625 ± 14 млн лет широко распространены западнее Уряхского рудного поля. Небольшие тела габброидов прослежены на его западном фланге (см. фиг. 1в) вдоль Водораздельного разлома. Интрузивные породы гранитоидного ряда развиты как в метагабброидах на северо-западном фланге рудного поля, так и в толще метавулканитов в центральной и южной части. Палеозойские интрузии представлены дайками кадали-бутуинского (PZ₃kb) и качойского (PZ₃kc) комплексов. По данным структурного картирования детализировано пространственное размещение всех даек в сколовых нарушениях трех систем: северо-западной-субмеридиональной, согласной с простиранием Сюльбанского разлома, субширотной и северо-западной (диагональной). Первые две системы сколов вмещают также рудные тела, а нарушения третьей системы не контролируют размещение рудных тел. В нарушениях диагональной системы размещены дайки, преимущественно, долеритов-диабазов кадали-бутуинского комплекса, часто подверженные березитизации.

Тела промышленных руд различных структурно-морфологических типов (жильный, штокверковый объемный, штокверковый линейный) локализованы в вертикальном диапазоне глубин 0–800 м. Они представлены: кварц-золоторудными с серебром жилами; жильно-прожилковыми зонами, которые часто сопровождаются вкрапленной рудной минерализацией; а также самостоятельными объемными и линейными зонами штокверковых руд. Жильные зоны, протяженностью от 0.2 до 3.3 км и мощностью от 3.5 до 20 м, контролируются тектоническими нарушениями, согласными с простиранием Сюльбанского разлома. Отдельные жилы, залегающие в тектонических нарушениях различного простирания и падения, имеют различную мощность (от 1 до 5 м) и морфологию. Прожилково-вкрапленная минерализация распространена преимущественно в пологих зонах березитизированных пород и локализована в кварц-карбонатных метасоматитах Главного шва Сюльбанского разлома. Мощность кварцевых прожилков от 1–5 до 10 см.

Главные минералы промышленных руд: золото (самородное и в минералах-носителях), серебро (самородное и в минералах-носителях), акантит-аргентит, блеклая руда (Черепанов, Гончарук, 1982ф⁴⁴). Сульфидная рудная минерализация представлена, преимущественно: пиритом, халькопиритом, сфалеритом, галенитом, реже – арсенопиритом, пирротином. Отмечены теллуриды золота и серебра, наблюдались также шеелит, молибденит. Минеральную основу жил составляет кварц и карбонаты. В рудных телах наблюдается крайне неравномерное распределение золота и серебра (Черепанов, Гончарук, 1982ф). В целом общее количество сульфидов в обогащенных участках, составляющее 0.5–2.5%, позволяет отнести Уряхское золоторудное поле к малосульфидной кварц-золото-серебряной формации.

Эволюция Сюльбанской зоны разломов

На избыточные напряжения коллизионного близширотного регионального сжатия в протерозое указывают: уплотнение (укорочение) в направлении сжатия субстрата геосреды, образование складчатых анти- и синформ продольного изгиба в терригенной толще, а также формирование криволинейного как в плане, так и в разрезе сместителя Сюльбанского разлома. Что подтверждается результатами структурного картирования Уряхского рудного поля. Установлено резко сближенное положение центральных разломов (1, 2, 5) Сюльбанской системы, расположенных вблизи контакта пород с разными реологическими свойствами (см. фиг. 1б). Осевая плоскость крупной антиклинальной складки, западное крыло которой примыкает к восточному борту Сюльбанского разлома, имеет субмеридиональное простирание. Сместитель Сюльбанского разлома изменяет ориентировку с западной на восточную как по падению, так и по простиранию. Режим взбросо-сдвига вдоль разломов Сюльбанской системы в PR₂ определен по структурным признакам сдвигов в гнейсо-гранитах (PR₁) вдоль разломов 9, 10 (см. фиг. 1б) Кодаро-Чинейской системы. С подвижками сдвига вдоль разломов 9, 10 парагенетически связано развитие разломов 3–6 второго порядка (см. фиг. 1в) субширотного и северо-восточного простираний, поперечных к ориентировке мегаструктуры. В позднем палеозое тектонический режим изменился. Отмечены случаи малоамплитудных сдвигов даек кадали-бутуинского комплекса в субширотном направлении и мелкие надвиговые смещения с севера на юг с субширотной сдвиговой компонентой, что указывает на сдвиго-надвиговый режим в позднем палеозое двух систем разломов – магистральной Сюльбанской и поперечной к ней восток-северо-восточной. При активизации двух систем в протерозое и палеозое произошло разделение Сюльбанской мегаструктуры на тектонические блоки, соответствующие сегментам I, II, III и IV (см. фиг. 1в).

Метаморфические региональные преобразования пород Сюльбанской зоны разломов мы относим к зеленосланцевой фации. Методом псевдосечений (Connoly, Petrini, 2002; программа Perplex 6.7) были получены максимальные РТ-параметры зеленосланцевых преобразований пород: Р – 4.4–4.5 кбар, Т – 300–420°С. В различные фазы активизации Сюльбанского разлома в боковых породах и его швах формировались полихронно и неравномерно разнообразные тектониты. В процессе дорудного динамометаморфизма породы были преобразованы в милониты и сланцы. Милониты отнесены нами к продуктам динамометаморфизма по тектоно-фациальным признакам классификации (Паталаха и др., 1987). В западном крыле они прослежены на небольших отрезках в изгибах разлома, где их мощность изменяется от 80–120 м в сегменте II до 120–140 м в сегменте III. В восточном крыле разлома зоны милонитизации наиболее протяженные с мощностью, достигающей 130 м в сегменте IV и увеличивающейся до 310–360 м в сегментах I и III.

Тектономагматическая активность в протерозое и палеозое сопровождалась синтектоническим полихронным метасоматозом. Наиболее ранними дорудными являются кварц-карбонатные метасоматиты, образованные в процессе доломитизации основных пород и альбитизации-доломитизации (с рутилом, монацитом) кислых пород, “залечившие” Главный и Восточный швы Сюльбанского разлома (фиг. 2а, б, г). Распространение таких достаточно однородных по составу метасоматитов в швах разлома на глубину до 1 км подтвержается геофизическими данными (фиг. 3). За этими изменениями пород следует синтектоническое развитие бластомилонитов, катаклазитов. В соседних сегментах Сюльбанского разлома (см. фиг. 1в, фиг. 2) наблюдалась различная степень деструкции кварц-карбонатных метасоматитов и милонитизации, катаклаза боковых пород Главного шва. Если во II и IV сегментах отмечается только приразломный катаклаз, рассланцевание и линейная плойчатость, а милонитизация боковых пород развита при относительной сохранности кварц-карбонатных метасоматитов (см. фиг. 2а, б), то в сегментах I и III добавляются приразломное смятие боковых пород, дробление и будинаж кварц-карбонатных метасоматитов (фиг. 2в, г). Такие факты указывают на автономное развитие тектонических блоков уже после ранней стадии метасоматических преобразований пород. Продуктом поздних синрудных метасоматических преобразований пород являются березититы. Они развивались не только как околожильные изменения вмещающих пород, но также в зонах повышенной трещиноватости. Линейные зоны березитизации, согласного с Сюльбанским разломом простирания, более широко распространены в метавулканитах, чем в сланцах.

Фиг. 2.

Контрастные тектониты в различных сегментах Главного шва Сюльбанского разлома. а, б – сегмент-II (северная часть): а – восточный контакт кварц-карбонатных метасоматитов (Q-C) с метасланцами (M-Cl) терригенно-осадочной толщи; б –западный контакт кварц-карбонатных метасоматитов (Q-C) с метавулканитами (М-В); в, г – сегмент-III (центральная часть), в – метасланцы терригенно-осадочной толщи восточного борта разлома, г – будинаж в кварц-карбонатных метасоматитах шва разлома.

Фиг. 3.

Геоэлектрический разрез по результатам 2D-инверсии (метод БИЭП) по профилю 7.0 (Данилов и др., 2009ф), ориентированному в крест простирания Сюльбанской системы разломов в центральной части рудного поля. Большая дисперсия между магнитным и наведенным электромагнитным полем (темное, слева) – неоднородные по магнитным свойствам тела. Светлое – области распространения однородных кварц-карбонатных метасоматитов в швах Сюльбанских разломов.

В процессе синтектонического полихронного метасоматоза протолитов кислого и основного-среднего составов милониты преобразованы в серицит-карбонат-рутиловые и серицит-карбонат-хлоритовые бластомилониты соответственно. В областях распространения гранитоидов в вулканитах наблюдались согласно с рассланцеванием пород метасоматиты, содержащие турмалин и фуксит (Cr₂O₃ 1.5–2 мас. %). Эти минералы присутствуют в узких локальных зонках перекристаллизации ранее образованных серицит-альбит-хлорит-карбонат-рутиловых метасоматитов. Данные, полученные методом (Vidal et al., 2007, “хлорит-серицитовый термобарометр”) указывают, что бластомилониты, однотипные по развитию метасоматического процесса во всех сегментах Сюльбанской зоны разломов, формировались в условиях очень высоких давлений – 6 кбар, при температурах 250–300°С. Тогда как березитизация палеозойских даек основного состава происходила, по данным, полученным тем же методом (Vidal et al., 2007), в условиях близкой температуры – 270°С, но при спаде давления до 2.2 кбар. Установлено также, что при березитизации ранних серицит-альбит-хлорит-карбонат-рутиловых метасоматитов состав новообразованных карбонатов становится более магнезиальным. По результатам изучения метасоматитов сделан вывод о том, что на углекислотный метасоматоз наложен железо-магнезиально-карбонатный, однако причина большого спада давления была не ясна. По результатам изотопно-геохронологических исследований Rb–Sr- и ⁴⁰A–³⁹Ar-методами (Чугаев и др., 2015) околожильных березитов, развитых по углеродистым сланцам, формирование синрудных метасоматитов происходило в период 281–276 млн лет.

В областях распространения жильных зон и рудных штокверков Уряхского рудного поля для установления подвижки по разлому в рудный период проведен структурно-парагенетический анализ приразломных трещинных и мелких складчатых структур, вместивших кварц-золоторудные прожилки. Линейные прожилки с золото-серебро-кварцевой минерализацией, выполнившие сколы R и R^' Риделя, наложенные на кварц-карбонатную матрицу ранних метасоматитов, наблюдались в трех сегментах Сюльбанского разлома. Эти мелкие сколы уверенно согласуются с моделью (Riedel, 1929) левого сдвига вдоль Сюльбанского разлома в сегменте I и правого сдвига в сегменте III. В сланцах, смятых в мелкие изоклинальные, опрокинутые складки, наблюдалось согласное сланцеватости размещение вкрапленных золото-серебро-сульфидных руд и мелких кварцевых и сульфидных прожилков (фиг. 4а, б, г). В восточном экзоконтакте Сюльбанского разлома отмечена мелкая плойчатость и синрудное квази-пластическое течение (см. фиг. 4в). В западном экзоконтакте разлома мелкие складки волочения в метавулканитах не обнаруживают видимых признаков рудной минерализации, согласной складчатости (фиг. 4д). К ряду участков Сюльбанского разлома приурочены мелкие приразломные складки в боковых породах с осевыми плоскостями правой или левой вергентности, что соответствует модели (Sylvester, 1988) для зон сдвигов. Образование колчановидной складки (фиг. 5в) в сланцах можно также отнести к парагенезу сдвига по модели (Эз, 2009), однако микроструктура дилатансионного залечивания складки минералами формировалась в условиях упругих сейсмических деформациий, не вызывающих сдвиг. Наряду с этим в сланцах наблюдались прожилки, выполняющие конические сколы и радиальные сколы, согласные микросдвигам (фиг. 6в), а также конические отрывы (см. фиг. 5а, б, г и фиг. 6б), секущие сланцеватость, образование которых не объясняется ни одной из упомянутых моделей сдвига. Эти микроструктуры хрупкого разрушения, выполненные минерализацией, наложены на дилатансионные ленточные структуры залечивания сейсмогенной природы.

Фиг. 4.

Малые структурные формы в зоне влияния Сюльбанского разлома. а, б, в (фото штуфов) – квази-пластическое синрудное течение: а, б – микроскладчатость сланцевой толщи, в – будина в сланцах, не смятых в складки; г, д (фото обнажений) – приразломные складки: г – в сланцах (участок Малахитовый), в – в метавулканитах (участок Ветвистый).

Фиг. 5.

Структурные элементы трещинной инфраструктуры, вмещающие Q–Au-прожилки: а – жилки в конических отрывах в сланцах (штуф); б – комбинация конического отрыва и радиальных сколов, наложенных на мелкую приразломную складчатость в сланцах (аншлиф керна скважин); в – дилатансионная ленточная структура залечивания в замке колчановидной мелкой складки в сланцах, образованной при сдвиге (керн скважины); г – комбинация вергентных конических отрывов и нитевидных радиальных сколов, наложенных на дилатансионные ленточные структуры залечивания в расслоенной толще сланцев (штуф в области мелкой приразломной складчатости в сланцах).

Фиг. 6.

Структурные элементы трещинной инфраструктуры Сюльбанской зоны разлома, вмещающие Q–Au-прожилки: а – тангенциальные сколы в метавулканитах (обнажение); б – комбинация дилатансионных ленточных структур залечивания в сланцах и конических отрывов, секущих сланцеватость (штуф); в – комбинация мелких радиальных сколов и конических сколов, а также микросдвигов (М), наложенных на дилатансионные ленточные структуры залечивания расслоенной толщи сланцев (аншлиф керна скважины в области мелкой приразломной складчатости); г – комбинации мелких конических сколов, образующих листринговые формы, выполненные прожилком сигмоидной морфологии в плагиогранитах (обнажение).

Противоречивые результаты структурно-парагенетического анализа заставляют предположить, что или тип подвижки вдоль разломов в период инъекции флюидов не доказан (так же как и границы блоков), или образование структурных парагенезов, не соответствующих моделям сдвига, вызвано другими механизмами.

Динамика изменения напряженно-деформированного состояния среды

Тектонофизическими методами установлено коническое распределение векторов деформаций (А, В, С) на сетке Шмидта (см. фиг. 7) – области выходов векторов на верхнюю полусферу контролируются проекциями сечений конусов. Выявлены вариации НДС среды: 1) векторы растяжения σ₁ (А) концентрируются в центре конуса, а векторы промежуточного напряжения σ₂ (В) и сжатия σ₃ (С) образуют пояса максимумов у границы конуса; 2) в центре конуса концентрируются векторы сжатия σ₃ (С), а векторы σ₁ (А) и σ₂ (В) образуют пояса максимумов по периферии конуса. В геологической практике известны случаи конического распределения векторов, восстановленных (Сим, 2017) методом (Гущенко, 1979) на месторождениях горного хрусталя Приполярного Урала. Такому распределению соответствуют: или одноосное растяжение, если в конус попадают только векторы σ₁; или одноосное сжатие – если в конус попадают только векторы σ₃. Распределение векторов деформаций А или С в этом случае контролируется осью симметрии конуса с круговым сечением. В отличие от этих данных, мы получили распределение векторов деформаций (А, В, С), ограниченное конусами с эллипсоидальным сечением, ориентировки осей симметрии которых оказались сдвинутыми относительно оси конусов с круговым сечением. Точные ориентировки осей симметрии конусов (Н), имеющих эллипсоидальное сечение, определены с помощью палеток, представляющих изометрические проекции сетки Шмидта, ориентированной под разными углами к горизонтальной плоскости (малые круги обычной сетки Шмидта в изометрической проекции представляют эллипсы). Сферограммы Уряхской системы деформаций отражают как четкое коническое распределение векторов А, В, С (фиг. 7б), так и, на первый взгляд, хаотичное (фиг. 7а) их распределение.

Фиг. 7.

Сферограммы триад векторов А, В, С деформаций ранней (а) и поздней (б) фаз, реконструированных по данным замеров сопряженных прожилков на площадках, расположенных в области распространения рудной минерализации. Векторы деформаций (напряжений): А (σ₁) – растяжения, В (σ₂) – промежуточных, С(σ₃) – сжатия; выходы векторов на верхнюю полусферу сетки Шмидта показаны в изолиниях плотности распределения – 0.5-1-1.5-2-2.5-3,4,5…7%; треугольник – проекция оси центра конуса (Н) с эллипсоидальным сечением; дуги пунктиром – проекции сечений аппроксимирующих конусов Бингхема. Номера триад сферограмм (вверху слева) соответствуют номерам площадок на фиг. 1в.

Статистическая обработка данных с помощью критерия (Bingham, 1974) позволила оценить с различной степенью вероятности (60, 70, 80%) доверительные интервалы конического распределения векторов А, В, С. Им соответствуют проекции сечений аппроксимирующих конусов на сферограммах (см. фиг. 7). В результате выявлены закономерности полученных распределений и выделены ранняя и поздняя фазы процесса деформирования. Ранняя фаза характеризуется преобладанием деформаций, обусловленных распределением векторов А, В, С преимущественно вокруг пологой оси центрирования конуса Н (см. фиг. 7а). Поздней фазе соответствует распределение векторов А, В, С вокруг круто или косо ориентированной оси Н (см. фиг. 7б). Со структурной точки зрения прожилки, выполняющие трещины поздних систем деформаций, секут прожилки, локализованные в трещинах ранних систем.

При анализе локальных полей напряжений, вызвавших деформации в раннюю фазу, установлены неустойчивые динамические режимы с инверсией векторов σ₁, σ₂, σ₃ и изменением количественной оценки НДС среды (табл. 1). Преобладало или одноосное полого- (косо) ориентированное сжатие, или одноосное полого- (косо) ориентированное растяжение. По обобщенным выборкам одноосное сжатие изменялось на одноосное растяжение при перераспределении напряжений по схеме σ₃ ≈ σ₂ > σ₁ ↔ σ₃ ≈ σ₂ < σ₁, σ₃ ↔ σ₁. В целом, динамическая система развивалась в неустойчивом пульсационном режиме, при котором более активны то сжимающие напряжения, то растягивающие. Напряжения, вызвавшие деформации в позднюю фазу, характеризуются более устойчивым режимом одноосного субвертикального растяжения (см. табл. 1). Этот режим обусловил более четко структурированную картину деформаций с замкнутым поясным распределением пологих векторов С и В (при σ₃ ≈ σ₂) и полярным распределением вектора А вблизи вертикальной оси Н. Для ранней фазы переменного одноосного сжатия-растяжения мы получили соотношения коэффициентов Бингхема (k₁ < k₂ $ \ll $ 0, k₁ $ \ll $ k₂ < 0), указывающие на значительную асимметрию тензоров напряжений относительно его главных компонент. Динамически более устойчивое поле напряжений одноосного растяжения, обусловившее деформации поздней фазы, характеризуют тензоры, имеющие бесконечно малую асимметрию, что следует из соотношения k₁ $ \ll $ k₂ ≈ 0. Если учесть, что асимметрия тензоров напряжений – это показатель степени дестабилизации динамической системы при переходных сейсмических режимах, то спровоцировать ее в раннюю фазу мог только инъективно-гидродинамический стресс (давление флюидов). Наиболее устойчивым по этому показателю, так и по стереографической картине деформаций, было развитие НДС среды в позднюю фазу. Такие данные свидетельствуют о смене одноосного режима переменного сжатия-растяжения на режим устойчивого одноосного растяжения, а также о внешнем факторе дестабилизации динамической системы.

Устойчивому режиму поздней фазы найден геометрический стереотип распределения векторов σ₁, σ₂, σ₃ среди современных сейсмодинамических режимов, установленных по результатам стресс-мониторинга Курильской островной дуги (Злобин, 1987, Приложение 1 ) и обработанных нами на изометрической сетке Шмидта. Этот режим характеризует выборка (табл. 2) из сейсмических событий с гипоцентрами на глубине 30 км, произошедших последовательно в течение 17 ч 28 мин в радиусе 147.70–148.00 в.д. и 43.10–43.60 с.ш. Анализ этой выборки показал, что эллипсоид деформаций вращается вокруг оси Н от предыдущего сейсмического события к следующему. Время между этими событиями составляет от 10 мин до 7 ч 21 мин. Однако соответствие геометрического распределения векторов напряжений – деформаций ранней фазы Уряхской динамической системы, сейсмическому стереотипу установить не удалось.

Характер НДС среды ранней фазы выявлен на всех участках рудного поля (по замерам на 10 площадках), а характер НДС среды поздней фазы выявлен (по замерам на 7 площадках) только на участках Ветвистый и Малахитовый, а также фрагментарно – на участках Валунный (1 площадка) и Золотой (2 площадки).

Изменения флюидного режима в поле напряжений, деформаций и температур

В кварце из образцов, отобранных из рудных жил, были обнаружены ФВ размером более 10 мкм, пригодные для микротермометрических исследований. По фазовому составу при комнатной температуре первичные включения подразделены на три типа: 1 – углекислотно-водные с газовым пузырьком, содержащим жидкую СО₂ (фиг. 8а, б); 2 – газовые, заполненные плотной углекислотой (фиг. 8в, г); 3 – двухфазовые газово-жидкие водно-солевых растворов (фиг. 8д, е).

Фиг. 8.

Флюидные включения в жильном кварце Уряхского рудного поля: а, б – углекислотно-водные типа 1 (а +20°С, б +8 °С); в, г – газовые типа 2 (а +20 °С, б –20 °С); д, е – двухфазовые газово-жидкие типа 3.

Результаты термо- и криометрических исследований 139 индивидуальных ФВ представлены в табл. 3. Наиболее высокие значения температур гомогенизации получены для гетерогенных флюидов, поэтому для температур гомогенизации не требуется поправка на влияние давления (Реддер, 1987), и они соответствуют в пределах точности метода температурам кристаллизации минерала-хозяина. Температуры гомогенизации первичных и первично-вторичных ФВ первого типа изменяются в интервале от 361 до 213°С. Концентрации солей в растворе ФВ этого типа – 5.2–2.5 мас. %-экв. NaCl, а углекислоты – 8.5–3.8 моль/кг раствора. Плотность углекислотно-водного флюида 1.08–0.96 г/см³. Гомогенизация углекислоты ФВ второго типа происходит в жидкую фазу при температурах от –14.3 до +25.6°С. Температуры плавления СО₂ в них изменялись от –57.0 до –59.1°С, что ниже точки плавления чистой СО₂ (–56.6°С) и может указывать на примесь низкокипящих газов (азота, метана). Плотность газовой фазы достаточно велика и изменяется от 0.70 до 1.01 г/см³. Большой диапазон значений плотности углекислоты в ФВ типа 2 (см. табл. 3) может быть связан с тем, что дегазация Уряхской флюидной системы происходила в условиях декомпрессионного кипения.

Давление флюида, оцененное для ассоциаций включений первого и второго типов, захватывавшихся в периоды гетерогенного состояния флюида, изменяется от 3000 до 1120 бар при изменении температур от 361 до 289°С (см. табл. 3). При пополнении базы данных новыми результатами предельные РТ-параметры могут незначительно измениться. Возможности реконструкции глубины формирования месторождений по геологическим данным во многих случаях проблематичны (Сафонов, 2000) из-за неполноты геологической летописи. Примерные оценки глубины формирования минерализации Уряхского рудного поля приведены в табл. 4. Глубина Z_L, рассчитанная для максимального давления флюидов с учетом литостатического градиента, составляет 11.54 км, а глубина Z_H, соответствующая минимальному давлению флюидов, отнесенному к гидростатическому градиенту, составляет 11.20 км (см. табл. 4). При выполнении отношения P_max/P_min = P_L/P_H = 2.6 расчетные значения глубины Z_L и Z_H должны совпадать (Прокофьев, Пэк, 2015). Однако по значению соотношения P_max/P_min = 2.68, незначительно превышающему P_L/P_H = 2.6, можно предположить или формирование минерального комплекса в условиях восходящего перемещения уровня минералоотложения, или небольшое избыточное давление флюида на одной глубине. В случае формирования минерального комплекса в условиях восходящего перемещения уровня минералоотложения, захват ФВ мог происходить в интервале глубин Z_L–Z_H = 0.34 км. Этот интервал согласуется с оценками изменения давления минералообразующих флюидов, но не соответствует реальному интервалу размещения руд 0.8 км. Избыточное давление флюида на одном уровне глубины составляло 88 бар, однако его величину нельзя признать аномальной. В то же время, значение глубины минералоотложения, рассчитанное по геотермическому градиенту для минимальной температуры, учитывающей поправку на минимальное давление флюидов, составляет Z_T = 8.53 км. Интервал между этой глубиной и глубиной, рассчитанной по литостатическому градиенту давления (Z_L–Z_T), может быть увеличен до 3.1 км (см. табл. 4), а избыточное давление флюида здесь может достигать 800 бар, что подтверждается высокой декрепитационной активностью ФВ. Позже были получены (Prokofiev et al., 2019) новые данные о предельных параметрах давления флюидов 1050–3290 бар, позволяющие предположить, что формирование отдельных жил происходило в интервале глубин 10.5–12.5 км при избыточном давлении флюидов, достигающем 1.6 кбар. Некоторое несогласие в оценках глубин мы относим к нарушению термо-барического режима флюидной системы во время землетрясений, которые сопровождаются диссипацией сейсмической энергии в окружающую среду и снижением глубины рубежа хрупкости-пластичности пород. В Забайкалье рубеж хрупкости-пластичности пород опускается после главного толчка на первые километры (Петров, 2010). Механизмы хрупких деформаций сильных землетрясений (М > 5) с модами распределения гипоцентров по глубине <10 км, <20 км и <30 км были установлены (Вертлиб, 1997) в области, примыкающей к Сюльбанскому разлому. Многократные землетрясения с разной глубиной гипоцентров приводят к разрушению пород на различных глубинах и образованию в зоне разлома мощных (до 3 км) насыщенных флюидами трещинно-пористых слоев, характеризующихся аномально низкими скоростями сейсмических волн. В таких слоях, отнесенных (Николаевский, 1996) к коровым сейсмическим волноводам, значения термо-барических параметров флюидов составляют 2 кб < P < 5 кб, 200 < < Т < 400°С в интервале глубины 10–20 км. В эти значения укладываются полученные нами значения РТ-параметров углекислотно-водно-солевых включений первого и второго типов (см. табл. 3), что позволяет предположить образование хрупких деформаций под воздействием избыточного давления флюидов.

Импульсы плотных, напорных флюидов в тектонический каркас под избыточным давлением периодически добавляют к сейсмотектоническим напряжениям объемные напряжения, действующие из центра масс флюидопотока. Признаком периодического проявления объемных напряжений в общем сейсмодинамическом поле является значительная асимметрия тензоров общих напряжений (Николаевский, 2010), которую мы получили для ранней фазы Уряхской динамической системы. В результате разрушений, вызванных пульсирующим НДС среды, возникали вакуумированные зоны трещин, заполнявшиеся флюидами в условиях декомпрессии, что приводило к периодическому сбросу давления флюидной системы. Вариации давления (см. табл. 3) при малом изменении значений температур – 75°С (фиг. 9а), а также вариации плотности флюидов в пульсирующем НДС среды ранней фазы (см. табл. 1) отражают реакцию флюидной системы на неоднократное разрушение.

Фиг. 9.

Диаграммы, характеризующие РТ-режим (а) и химический состав (б) рудообразующих жильных флюидов Уряхского рудного поля.

В составе флюидов обнаружены (фиг. 9б) значительные концентрации CO₂, Cl^–, ${\text{HCO}}_{3}^{ - }$, Na и Br при малых содержаниях K, Ca и Mg. Обращает на себя внимание достаточно высокая величина отношения Br/Cl (0.0193) во флюидах Уряхской системы, если учесть максимальную величину (0.030) Br/Cl, зафиксированную (Крайнов и др., 2004) в водах Мертвого моря. Величину 0.0193 можно интерпретировать как показатель выпаривания флюидов в условиях декомпрессионного кипения.

Результаты изучения (Абрамов, Грознова, 2015) ФВ в кварце из околорудных березитов Уряхского рудного поля показали схожий с жильными флюидами фазовый и солевой состав, однако давление, расcчитанное авторами для сингенетичных включений углекислотного и водно-солевого типов для интервала температур 305–385°С, составляет 1029–1406 бар. Очевидно, импульс внедрения большого объема напорных жильных флюидов под давлением 3000 бар в раннюю фазу сейсмической активности спровоцировал хрупкое разрушение пород, повлекшее большой сброс давления флюидной системы. Процессы березитизации происходили после распределения объема жильных флюидов в локальных трещинных пространствах при давлении, сниженном почти в два раза.

При изучении ФВ в метасоматитах методом Раман-спектроскопии установлены (Абрамов, Грознова, 2015) разные соотношения N₂ (2.2–21.5 мол. %) и СО₂ (76.3–97.9 мол. %), а в одном из них была обнаружена анизотропная твердая фаза, идентифицированная как нахколит (NaHCO₃). Этот минерал неустойчив в кислой среде и разлагается при Т = 200°С. Неустойчивый минеральный состав получен также соавтором настоящей статьи по результатам рентгенодифракционного анализа проб метасоматитов из скважины 95, расположенной на участке Ветвистый в зоне повышенной флюидной проницаемости. В двух пробах обнаружен легко растворимый в воде термонатрит (Na₂CO₃ · H₂O), сходный по составу с нахколитом, а в одной из проб предположительно присутствуют аморфные оксиды железа и/или марганца. Неустойчивые минералы, кристаллизующиеся в щелочной среде, были обнаружены в сообществе с минералами, кристаллизующимися в кислых условиях, в метасоматитах, образованных по протолитам как метатерригенных пород, так и метавулканитов основного состава. Появление неустойчивых в кислых средах нахколита и термонатрита может быть связано с накоплением натрия при возрастающей роли Мn²⁺, сменившего железо при инверсии флюидного режима метасоматического процесса и циклической дегазации СО₂. Резкое нарушение химического равновесия может быть связано с реакцией метасоматических флюидов на смену раннего динамического режима поздним (образцы метасоматитов были взяты на тех участках, где проявились две фазы изменения НДС среды). Для таких условий характерны ускоренные диффузионные процессы, обусловленные пространственно-временными вариациями фильтрационных свойств трещинно-порового пространства под действием переменного сжатия-растяжения (Петров, 2011).

Сейсмогенная модель образования флюидодинамических структурных парагенезов

Для анализа механизмов хрупких деформаций Уряхской динамической системы использована классификация механизмов землетрясений, разработанная (Юнга, 1997) на основе геометрической типизации тензоров центроида момента (centroid-moment tensor – СМТ). Схема классификации определяет на сфере допустимые области для сейсмических механизмов: DC (Double Couple) – типов, обеспечивающих подвижку по единственной плоскости разрыва (сдвиг или взброс, или сброс, или др.); а также NDC (Non Double Couple) – типа, образующего в результате кручения разрывы (трещины) по нескольким разно ориентированным плоскостям. Оценка механизмов деформаций с помощью СМТ осуществлялись (Юнга, 1997) по волновой картине сейсмического поля. Мы использовали азимутальные замеры in situ реальных хрупких палеодеформаций, тензорные оценки геометрического положения которых относительно базисной системы координат были получены методом (Злобина, 1991), обладающим схожим принципом классификации. Тектонические элементы разного ранга (разломы, трещины) и разной ориентировки, имеющие в базисной системе координат близкие тензорные оценки, были отнесены к одному структурному парагенезу, образованному одним типом локального НДС среды.

Результаты анализа палеомеханизмов хрупких деформаций ранней фазы Уряхской динамической системы показали в целом свою адекватность сейсмическому DC-механизму, обусловившему сдвиг вдоль разлома (фиг. 10). В пограничную область допустимых значений попали, в основном, оценки тензоров, отражающих сдвиг по разлому и трещинные разрушения NDC-типа, однако здесь же отобразились некоторые оценки необратимых тензоров, отвечающие области запрета на сдвиг. Хрупкие палеомеханизмы поздней фазы имеют оценки, полностью соответствующие области, допустимой для тензоров центроида момента (разрушения NDC-типа), но запрещающей DC-механизм сдвига (см. фиг. 10). Вместе с данными по изменению флюидного режима это означает, что хрупкие деформации ранней фазы образованы как в результате затухающего сдвига, так и под давлением флюидов, а хрупкие деформации поздней фазы не зависят от подвижки по разлому и инициированы исключительно напорными флюидами.

Фиг. 10.

Схема классификации сейсмических механизмов деформаций на основе изометрического отображения на сферу тензоров центроида момента (centroid-moment tensor – СМТ) (по Юнга, 1997, с добавлениями). 1, 2 – диаграммы сейсмических механизмов: 1 – DC-типа (черное – σ₁ – растяжение, белое – σ₃ – сжатие); 2 – NDC-типа (черное – σ₁, серое – поясное распределение σ₂ и σ₃, белое – деформационная тень); 3 – DC-типы подвижек вдоль разломов: S – сдвиг (strike-slip fault), R – взброс (reverse fault), N – сброс (normal fault), H – взрез (high-angle fault), О – сдвиго-надвиг(obligue fault); 4, 5 – области допустимых значений, в которые отображаются все СМТ, 4 – область запрета для DC-механизмов, которым отвечают необратимые тензоры с Det(M_ij) = 0; 6 – место на схеме палеомеханизмов, адекватных сейсмическим, Уряхского рудного поля.

В результате классификации выделено четыре типа локальных напряженно-деформированных состояний среды, которые отличаются в Уряхском рудном поле по условиям развития процесса хрупкого разрушения в насыщенной флюидами среде. Первый и второй типы НДС поздней фазы сейсмической активности могли вызвать разрушение среды только под давлением флюидов в условиях транстенсии. Третий тип НДС ранней фазы обусловил гибридное разрушение под воздействием сдвига в условиях транстенcии и давления флюидов. Четвертый тип НДС ранней фазы обеспечил гибридное разрушение среды также под воздействием сдвига и давления флюидов, но в условиях транспрессии. Результаты классификации согласуются с общими закономерностями конического центроидного распределения векторов А, В, С хрупких деформаций, установленных тектонофизическими методами: ранней фазе (см. фиг. 7а) соответствует третий и четвертый типы НДС среды, а поздней фазе (см. фиг. 7б) – первый и второй типы НДС. Такие закономерности отражает одна геомеханическая модель сейсмогенного разрушения, геометрически представленная конусами растяжения (фиг. 11, варианты 1–3) и конусом сжатия (фиг. 11, вариант 4). Варианты модели (фиг. 11-1, 11-2) отражают разрушение под давлением восходящего потока флюидов в позднюю фазу, а варианты (фиг. 11-3, 11-4) характеризуют образование гибридных структурных парагенезов в раннюю фазу. Как видно из кинематических схем, соответствующих вариантам модели 1–4 (фиг. 11), геометрия и генотип разрыва (скол, отрыв) при образовании структурного парагенеза зависят от ориентировки оси модели (Н) в пространстве и от напряжения (растяжение или сжатие) в центре конуса. Ведущим элементом структурного парагенеза трещин является вращательный сдвиг, образованный сейсмическим механизмом вращения (NDC-тип) вокруг оси Н в плоскости, нормальной к Н. Все остальные элементы парагенеза: конические сколы и отрывы, радиальные сколы, а также тангенциальные сколы, крутящиеся вдоль поверхности конуса, пересекаются в точках на оси Н. Вергентное расхождение конических элементов от оси Н зависит от направления вращения. Геометрическое моделирование образования трещинного структурного парагенеза предусматривает совпадение оси Н модели с осью симметрии системы деформаций, ориентировка которой всегда отождествляется с наиболее разрушенным и поэтому проницаемым для флюидов каналом. В таком случае ось симметрии системы деформаций контролирует одновременно как геометрию элементов прогрессивного разрушения среды, так и распределение флюидных потоков в процессе разрушения.

Фиг. 11.

Варианты модели деформаций и соответствующие им кинематические схемы образования трещинных структурных парагенезов. Векторы деформаций: А – растяжения, В – промежуточного, С – сжатия. Н – ось симметрии деформаций. Конусы: растяжения – 1, 2, 3; сжатия – 4. Пояснения в тексте.

Флюидодинамические структурные парагенезы, образованные в сейсмическом режиме угасающего сдвига, при участии сейсмического механизма кручения NDC-типа, отличаются от стандартного структурного парагенеза сдвига (Ridel, 1929; Расцветаев, 1987; Sylvester, 1988) генотипом образования разрывных элементов и набором линейных, нелинейных форм. Некоторые мелкие разрывные и складчатые формы, соответствующие модели сдвига, возникшие до поступления флюидов, сохранились. В условиях упругих сейсмических деформаций, приоткрывших пространства по ослабленным направлениям, в них были образованы дилатансионные ленточные структуры залечивания.

Особенности развития блоковой структуры и размещения рудных тел в блоках

В субмеридиональной полосе распространения рудной минерализации вдоль Сюльбанской зоны разломов установлены следующие пространственно-временные закономерности развития НДС среды, которым соответствуют варианты модели 1–4 (см. фиг. 11,) флюидодинамических деформаций. Локальные динамические обстановки в процессе рудообразования контрастно отличались в соседних сегментах (I–IV, см. фиг. 1в) Сюльбанской системы разломов, разделенной поперечными разломами субширотного или северо-восточного простирания (фиг. 12).

Фиг. 12.

Схемы пространственной ориентировки вариантов модели деформаций, обеспечивших в блоках сочетания морфологических типов рудных тел, образованных в разные фазы деформаций. Номера разломов в кружках и номера блоков см. на фиг. 1в, обозначения на модели см. на фиг. 11. Пояснения в тексте.

В сегменте I, ограниченном Климовским и Валунным разломами (см. фиг. 1в), и в сегменте III – между разломами Правый Барачный и Южный установлены ранняя и поздняя фазы развития НДС среды (см. фиг. 12-I и 12-III). В раннюю фазу сейсмотектонической активности в режиме переменного сжатия-растяжения в этих сегментах преобладало пологое растяжение, почти согласное с простиранием поперечных разломов. В позднюю фазу в обоих сегментах преобладало одноосное растяжение, ориентированное косо в сегменте I и субвертикально в сегменте III. Резкое изменение ориентировки векторов растяжения с пологой на субвертикальную связано здесь, очевидно, с компенсацией напряжений сдвига на проводящем разломе при поступлении большого объема напорных флюидов под давлением 2–3 кбар в раннюю фазу сейсмической активности. Это не противоречит результатам анализа сейсмических механизмов деформаций, выявившим угасание сдвига в раннюю фазу и разрушение под давлением восходящего потока флюидов в позднюю фазу.

В сегменте II, расположенном между разломами Валунный и Правый Барачный, и в сегменте IV, ограниченном на севере Южным разломом, проявилась динамическая обстановка переменного сжатия-растяжения только ранней фазы сейсмической активности (см. фиг. 12- II и 12-IV). Однако в сегменте II преобладало пологое сжатие в субмеридиональном направлении, согласном с простиранием Сюльбанского разлома, тогда как в сегменте IV преобладало пологое растяжение в широтном направлении, согласном с простиранием Южного разлома.

Такие результаты доказывают, что в период поступления флюидов поперечные к Сюльбанской системе разломы (Климовский, Валунный, Правый Барачный и Южный) являлись границами тектонических блоков: Климовского (I), Валунно-Барачного (II), Штокверкового (III) и Южного (IV), развивавшихся в индивидуальных локальных динамических режимах.

Валунно-Барачный (II) блок, расположенный в центре рудного поля, занимает особую тектонодинамическую позицию. Здесь Сюльбанский разлом изменяет простирание в плане по дуге, выгнутой на запад без изменения падения. Этот блок единственный в пределах рудного поля, где при переменном сжатии-растяжении преобладало субпараллельное главному Сюльбанскому разлому сжатие (см. табл. 1-II) с пологим погружением вектора σ₃ на юг. По разлому северо-восточного простирания, ограничивающему блок на севере, установлен малоамплитудный левый сдвиг, а по широтному разлому южной границы – правый сдвиг. Поперечная система сдвиго-надвигового дуплекса сжатия была активна здесь в условиях транспрессии, тогда как сегмент Сюльбанского разлома развивался в этом блоке в условиях, изменяющихся от транспрессии к транстенсии. При такой кинематике разломов двух систем был образован рудовмещающий структурный парагенез, обеспечивший ярусное размещение рудных тел субширотного и субмеридионального простираний (см. фиг. 12, II), не наблюдавшееся в других блоках. Под действием пологого сжатия повторно активизировался дорудный субширотный чешуйчатый надвиг в центре блока (см. фиг. 1В) – подвижки возобновились по нескольким сместителям, нормально ориентированным к осям центроидного сжатия. При поступлении флюидов кинематика вдоль сместителей, разделяющих пластины надвига, изменилась на сдвиго-надвиговую. В области локальной разгрузки напряжений образованы, например, субширотные жилы (№ 8 в сланцах и № 8а в метавулканитах), имеющие север-северо-западное падение под углами 35°–45°. Выше по разрезу размещены две крупные жильные зоны субмеридионального простирания: № 12 в сланцах, состоящая из трех крупных жил, отороченных прожилками и вкрапленными рудами; № 9, включающая две крупные жилы и околорудные березиты в метавулканитах. Жилы этих зон вмещают радиальные сколы, раскрывшиеся в сланцах под влиянием флюидов вдоль сланцеватости, а в метавулканитах обновившие кинематику ранних простых сколов. По модели (см. фиг. 12, II) радиальные сколы должны иметь субмеридиональное простирание, но изменчивое падение, что соответствует разному падению жил. В этом блоке отмечены также мелкие конические отрывы, выполненные рудными прожилками, гибридный тектоногенез которых наиболее четко проявился в сланцах (см. фиг. 5а, б, г).

Южный (IV) блок. В области субширотного разлома Южный четко проявилась смена центроидного сжатия на центроидное растяжение при пологих ориентировках векторов σ₁↔σ₃ в направлении под малым углом к простиранию разлома. Это означает, что в раннюю фазу сейсмической активности условия транспрессии изменились здесь на условия транстенсии, что может быть связано или с влиянием флюидов, и/или с изменением направления сдвига вдоль этого разлома. В этом блоке все же преобладало центроидное субширотное растяжение (см. табл. 1-IV, фиг. 12-IV), и мы склонились к оценке левого сдвига, затухающего под влиянием флюидов. При субширотной пологой оси Н были образованы (см. фиг. 11-3) эшелонированные сбросо-сдвиги субмеридиональной ориентировки, в которых размещены жилы №№ 53, 54, 55, 57, 58. Вблизи разлома Южный локализованы в сланцах прожилки сложной морфологии, выполнившие одновременно мелкие конические и радиальные сколы, а также дилатансионные микроструктуры залечивания в сланцах, смятых в мелкие приразломные складки (см. фиг. 6в) и прожилки в плагиогранитах сигмоидной морфологии (см. фиг. 6г). Южная граница блока в пределах лицензионной площади компании Nord-Gold N.V. не установлена.

В Климовском (I) блоке Сюльбанский разлом изменяет падение с западного на восточное за счет лифтингового пережима в плоскости сместителя. Погружение Главного шва Сюльбанского разлома на глубину под сланцевую толщу, очевидно, не оказывало такого влияния на перераспределение напряжений, как активность поперечных разломов в раннюю фазу сейсмической активности. Субширотные ориентировки пологих векторов σ₁↔σ₃ переменного сжатия-растяжения ранней фазы (см. табл. 1-I) указывают на смену левых сдвигов правыми вдоль сместителей разломов северо-восточного простирания, ограничивающих блок. Возвратные малоамплитудные подвижки являются одной из причин развития многочисленных внутриблоковых трещин (см. фиг. 1в) широтного простирания, создавших здесь зону повышенной проницаемости. В этой зоне в позднюю фазу развития НДС преобладало косо ориентированное растяжение с крутым наклоном вектора σ₁ на юго-запад (фиг. 12-I). В метавулканитах размещены только несколько эшелонированных мелких жил зоны № 4, имеющих меридиональное простирание. Основные крупные жильные зоны вмещают сланцы. Вблизи Главного шва Сюльбанского разлома размещена жильно-прожилковая зона № 2 меридионального простирания, мощностью от 3.5 до 20 м и протяженностью более 1 км, состоящая из двух крупных жил с крутым падением на запад. Жилы сопровождаются околорудной березитизацией пород, согласными кварцевыми прожилками и дилатансионными микроструктурами залечивания, на которые накладываются пологие прожилки, секущие как жильные тела, так и сланцеватость (см. фиг. 6а, б). Ниже жильной зоны № 2 на 350 м вскрыта речной эрозией жила Селевая, протяженностью 3360 м и мощностью от 1.5 до 17.5 м, которая имеет СЗ простирание, крутое (80°) падение и сигмоидную морфологию. Жила № 3 также имеет сигмоидную морфологию, но субширотное простирание и значительно меньшую протяженность. Линейные жильные тела северо-западного простирания образованы в эшелонированных сбросо-сдвигах в раннюю фазу сейсмической активности. Нелинейные мелкие жилки и прожилки сигмоидной морфологии сформированы под влиянием флюидов в позднюю фазу сейсмической активности в конических сколах в условиях транстенсии.

В Штокверковом (III) блоке Сюльбанский разлом имеет север-северо-западное простирание и крутое падение на юго-запад и северо-восток. Противоположное падение разлома обусловлено листринговым пережимом его вертикальной плоскости в центре блока, сформировавшим здесь форму сместителя разлома в виде пропеллера. На протяжении всей истории развития Сюльбанского разлома листринговый пережим оказывал влияние на локальное перераспределение напряжений и более интенсивную, чем в других блоках, деструкцию пород (см. фиг. 2в, г). Здесь в метавулканитах пересекаются три зоны дробления, парагенетически связанные с активизацией Сюльбанского разлома в разные периоды, образуя область высокой проницаемости (см. фиг. 1в), для которой установлены (Данилов и др., 2009ф) аномалии U, Th, K. Две мощные линейные зоны плитчатого дробления пород – субвертикальная и пологая – распространены согласно простиранию главного шва Сюльбанского разлома. Третья зона тонкоплитчатого субвертикального дробления, мощностью до 10 м, имеет субширотное простирание и примыкает к шву разлома в области пережима под углом 45°–50°. Первая субвертикальная зона дробления контролировала в дорудный период распространение гранитоидов (PR_2-3), выходящих на поверхность в виде линейных плоских тел, а в периоды рудообразования – линейные зоны березитизации и жильные тела. Здесь в полосе шириной до 800 м и протяженностью до 3 км, примыкающей с запада к Сюльбанскому разлому, скважинами вскрыто 30 пологих линейных зон березитов с прожилково-вкрапленным оруденением. Протяженность отдельных рудных зон составляет 0.2–1.5 км, мощность колеблется от 5–30 до 80 м, углы падения этих зон 10°–15° на восток (участок Ветвистый) и на запад (участок Малахитовый). Рудные зоны, представленные уплощенными телами прожилково-вкрапленных руд и системой пологих кварцевых прожилков, эшелонированных как по падению, так и по простиранию, имеют штокверковое строение. Пологие линзовидные жилки небольшой мощности, согласного с Сюльбанским разломом простирания вскрыты также на западном фланге Штокверкового блока в метавулканитах. Кроме того, в этом блоке в сланцах и в метавулканитах распространены линзовидные жилы аналогичного простирания, но имеющие крутое падение. В южной части блока речной эрозией вскрыты в разломах две жилы сигмоидной морфологии северо-западного и субширотного простираний. В течение ранней фазы сейсмоактивности в Штокверковом блоке преобладали напряжения растяжения (см. табл. 1-III), вызвавшие деформации гибридного типа по варианту модели (см. фиг. 11-3). Ось Н модели ориентирована в этот период нормально к плоскости Главного сместителя Сюльбанского разлома (см. фиг. 12-III), поэтому эшелонированные сбросо-сдвиги, вместившие крутопадающие жилы, имеют простирание, согласное с его Главным швом. Ориентировка растяжения изменилась под влиянием флюидов в позднюю фазу сейсмоактивности на субвертикальную, что обусловило образование пологих эшелонированных сдвигов, нормально ориентированных к оси Н, вместивших мелкие линзовидные жилы. Пологие штокверковые рудные тела в березитах были образованы в условиях транстенсии и сейсмогенной дилатансии. Погружение оси Н под углом 80° на запад на участке Ветвистый и на восток на участке Малахитовый объясняет различное падение пологих рудных тел под углом 10° соответственно на восток и на запад. Сигмоидные жилки и прожилки вмещают конические сколы, образованные в позднюю фазу сейсмической активности под влиянием флюидов, в условиях транстенсии.

Формирование крупных жил сигмоидной морфологии в разломах Климовского и Штокверкового блоков, вероятно, связано с наследованием тектонических полостей, образованных в разломах при сдвиге в раннюю фазу, что заслуживает обсуждения.

Структурные парагенезы сейсмогенной природы, образованные при участии флюидов по одной конической модели деформаций, сформировали различные сочетания структурно-морфологических типов рудных тел в блоках (см. фиг. 12).