Приведены литолого-стратиграфические колонки структурно-формационных зон Полевского рудного района: Зюзельской, Полевской, Дегтярско - Чусовской и Кунгурковской. Указаны критерии и признаки палеовулканических сооружений различного порядка: поднятий, депрессий, вулканических центров. Приведены: палеофациальная схема рудного района, схема размещения палеосооружений, тектонических нарушений, пример проявления в геологических структурах и физических полях одного из деформированных центров базальтоидного вулканизма в составе Дегтярско-Чусовской палеодуги.

Полевской рудный район является южной частью Тагильского погружения. Район сложен вулканогенными и вулканогенно - осадочными толщами силурийского и девонского возрастов и комагматичными интрузивными комплексами. Эти ассоциации размещаются в меридионально - ориентированных структурно-формационных зонах (далее просто зоны). С запада на восток выделяются: Зюзельская, Полевская, Чусовская и Кунгурковская зоны.

Проводившиеся ранее палеовулканические исследования [5,6] охватывают, в основном, Зюзельскую зону с выделением в ней отдельных палеовулканических элементов (кальдера, диабазовый купол и т.п). Сложность проведения реконструкций объяснялась интенсивным проявлением в районе тектонических деформаций и метаморфизма, а также неравномерной изученностью отдельных зон. Нами при проведении палеореконструкций в пределах структурных зон все фациальное разнообразие пород было объединено в несколько групп: интрузивные, субвулканические, лавовые, лавопирокластические, туфогенно-осадочные и осадочные. Это, наряду с учетом их петрологического состава, палеоморфометрического облика палеовулканических построек и их отражением в геофизических полях, представляет собой комплекс признаков, на основе которых с учетом тектонических деформаций проведена реконструкция палеовулканического строения района.

Зюзельская зона представляет собой полосу развития контрастно дифференцированной базальт-риолитовой (S_1-2) и базальт-андезит- базальтовой (S₂) формации [3]. В структурном плане это круто наклоненная на восток (до 70⁰) моноклиналь. Контрастную формацию слагают снизу вверх (рис.1) афировые базальты, диабазы, шаровые лавы, лавы базальтов с подчиненным развитием субвулканических риодацитов. Вверх по разрезу возрастает объем лавовых и лаво-пирокластических фаций базальтов, представленных лавами, лавобрекчиями и агломератовыми туфами. В верхах разреза распространены туфы и туфопесчаники основного и кислого составов, субвулканические и лавопирокластические фации риодацитов. Завершают разрез лавы андезитобазальтов, их ‚туфы и туфопесчаники.

Для Зюзельской зоны характерно неравномерное размещение базальтовой и риодацитовой составляющих контрастной формации и неоднородность их фациального состава. В северной и центральной частях зоны распространены преимущественно (80-90 % [5]) субвулканические и дайковые тела базальтового состава. Лавовые и лавопироклас-тические фации появляются на восточном фланге зоны, и их доля начинает возрастать с продвижением по зоне на юг. В этом же направлении происходит увеличение доли (до 30%) риодацитов, представленных субвулканическими, лаво-пирокластическими и туфогенно-осадочными фациями.

В полосе развития пород базальт-андезитобазальтовой формации также наблюдаем преобладающее развитие субвулканических и лавовых фаций в северной и центральной частях зоны, сменяющихся далее на юг лаво-пирокластическими и туфогенно-осадочными фациями.

Интрузивные массивы габбро-плагиогранитной формации располагаются среди вулканитов в центральной части зоны (рис.2) и имеют с ними петрографическое и петрохимическое родство [1]. В строении массивов отмечаются черты асимметричной зональности: западная часть (лежачий бок) сложена габбро, восточная (висячий бок) - диоритами и плагиогранитами.

В Зюзельской зоне, как и в районе в целом, широко развиты сланцевые зоны. По комплексу геолого-геофизических признаков В.С. Смывиной и А.В. Кузиным [2] они разделены на две группы. Первая группа включает зоны, сформировавшиеся при тектонических деформациях на контактах между структурными зонами или вулканитов с интрузивными телами. Ко второй группе относятся сланцевые зоны, ассоциирующие с горизонтами метасоматических пород палеодепрессий.

Основными элементами палеовулканического строения Зюзельской зоны являются палеоподнятия и палеодепрессии (рис.3). Палеоподнятия - это щитовые вулканы, сложенные подушечными лавами базальтов, сериями даек диабазов. Крупные присклоновые палеодепрессии совпадают с выделенными ранее (А.П.Наседкин) по комплексу геофизических и геохимических признаков рудоконтролирующими зонами, и рассматриваются нами как рудообразующие системы. Участки этих депрессий, в которых увеличивается количество и мощность прослоев обломочных фаций, степень метасоматической проработки и концентрации рудных компонентов, выделяются как локальные палеодепрессии. Часть из них, примыкающих к рудоконтролирующим разломам, вмещает известные медно-колчеданные месторождения (Зюзельское) и рудопроявления (Светлореченское и др.).

Особенности размещения в зоне фаций вулканитов позволяют выделить в пределах зоны два палеоблока. Первый палеоблок (рис.3) охватывает северную и центральную части зоны, а второй — центральную и южную части. Первый палеоблок относительно второго приподнят, и его восточная часть относительно западной — опущена.

В строении первого палеоблока намечается определенная последовательность — с запада на восток палеоподнятие базальтов сменяется комплексом интрузий, за которыми (или над которыми) формируется присклоновая палеодепрессия, осложненная локальными (в т.ч. рудовмещающими) палеодепрессиями. Крайним восточным членом этого ряда является палеоподнятие андезитобазальтового состава. Подобная картина наблюдается и в строении второго палеоблока. Отличие заключается в отсутствии палеоподнятия базальтов в западной части (вследствие более погруженного положения относительно первого палеоблока). Наиболее опущенная часть этого палеоблока между субширотными разломами II и III отражает особенности строения верхней части разреза Зюзельской зоны. Риодацитовая составляющая контрастной формации увеличивается здесь как по объему, так и по разнообразию фаций (рис.2). Она является составной частью разных палеосооружений. Лавовые фации ассоциируют с базальтовым палеоподнятием в осевой части зоны, пирокластические фации формируют локальную палеодепрессию кальдерного типа к северу от палеоподнятия, туфогенные фации совместно с туфопесчаниками андезибазальтового состава образуют присклоновые локальные депрессии (рис.3).

Чусовская зона является южным продолжением Деггярской зоны [3]. В структурном плане — это палеогряда с запрокинутым западным склоном и наклоненным до 70⁰ - восточным. Здесь разрез контрастной формации (рис.1) по пестроте литологического и фациального состава сходен с разрезом южной части Зюзельской зоны. Лавы базальтового состава образуют узкие локальные прослои в центральной части зоны (рис.2), к востоку и западу от которых наблюдается частое чередование маломощных и прерывистых прослоев туфопесчаников, туфоалевролитов, кремнисто-углистых сланцев. В восточной части зоны размещаются мелкие тела субвулканических риодацитов. Здесь же намечается тенденция преобладающего развития туфогенно-осадочных фаций андезитобазальтового состава.

Интрузивные породы, представленные габбро, слагают Полевской массив в северо-западной части зоны (рис.2) и дайкообразное тело в южной части зоны.

Сланцевые зоны узкой прерывистой цепочкой прослеживаются в западной и восточной частях структурной зоны и, как правило, тяготеют к участкам смены лавовых фаций базальтов туфогенно - осадочными фациями основного и кислого составов, большинство из которых превращены в серицит-кварцевые метасоматиты.

Центральные участки Чусовской зоны с максимальным проявлением базальтовых и андезитобазальтовых лав контролируются в гравитационных полях локальными областями положительных значений силы тяжести. Учитывая это, а также то, что они располагаются в верхних частях разреза контрастной формации, можно предположить наличие в центральной части Чусовской зоны цепочки локальных палеоподнятий (рис.3), фиксирующих центры вулканизма в зоне. На их восточных и западных склонах выделяются присклоновые палеодепрессии, ряд из которых осложняют локальные палеодепрессии. В одной из них размещается Чусовское месторождение.

На рис.4 приведен один из вулканических центров, расположенный в 10 км к югу от Чусовского месторождения. Его размер в плане составляет 5х2, км. Породы западного палеосклона имеют запрокинутое на запад положение, а на восточном палеосклоне падают на восток ( 70⁰), т.е. центр деформирован надвиговыми дислокациями с востока. Порядка 80-90% объема пород центра представлены переслаивющимися  пачками алевролитов, песчаников, углисто-кремнистых сланцев. Из вулканических пород присутствуют лавы базальтов, субвулканические межпластовые тела риодацитов. В вулканическом центре, как и на всем простирании Дегтярско-Чусовской палеогряды, наблюдаются пластины и будины гипербазитов Серовско –М аукского пояса.

Толща пород базальт-риолитовой формации характеризуется пониженной магнитной восприимчивостью, повышенной электропроводностью, поляризуемостью, анизотропией электрических свойств. Эти параметры обусловлены как исходным литологическим составом пород, так и процессами их преобразований: пропилитизацией, кварц - хлорит-серицитовым околорудным метасоматозом.

Отдельные будины серпентинитов проявляются в магнитном поле интенсивными положительными аномалиями (до 2000-5000 нТл), другие, преобразованные процессами динамометаморфизма (оталькованы, карбонатизированы), не создают магнитных аномалий (из-за потери магнитной формы окислов железа).

Вся палеодуга в поле силы тяжести проявляется положительной региональной аномалией. Это можно объяснить наличием более значительных объемов горных пород основного состава (базальты, диабазы, габбро) в глубинной осевой части палеодуги, чем они представле ны на поверхности. увеличивается количество и мощность прослоев обломочных фаций, степень метасоматической проработки и концентрации рудных компонентов, выделяются как локальные палеодепрессии. Часть из них, примыкающих к рудоконтролирующим разломам, вмещает известные медно-колчеданные месторождения (Зюзельское) и рудопроявления (Светлореченское и др.).Особенности размещения в зоне фаций вулканитов позволяют выделить в пределах зоны два палеоблока. Первый палеоблок (рис.3) охватывает северную и центральную части зоны, а второй — центральную и южную части. Первый палеоблок относительно второго приподнят, и его восточная часть относительно западной — опущена.

В строении первого палеоблока намечается определенная последовательность — с запада на восток палеоподнятие базальтов сменяется комплексом интрузий, за которыми (или над которыми) формируется присклоновая палеодепрессия, осложненная локальными (в т.ч. рудовмещающими) палеодепрессиями. Крайним восточным членом этого ряда является палеоподнятие андезитобазальтового состава. Подобная картина наблюдается и в строении второго палеоблока. Отличие заключается в отсутствии палеоподнятия базальтов в западной части (вследствие более погруженного положения относительно первого палеоблока). Наиболее опущенная часть этого палеоблока между субширотными разломами II и III отражает особенности строения верхней части разреза Зюзельской зоны. Риодацитовая составляющая контрастной формации увеличивается здесь как по объему, так и по разнообразию фаций (рис.2). Она является составной частью разных палеосооружений. Лавовые фации ассоциируют с базальтовым палеоподнятием в осевой части зоны, пирокластические фации формируют локальную палеодепрессию кальдерного типа к северу от палеоподнятия, туфогенные фации совместно с туфопесчаниками андезибазальтового состава образуют присклоновые локальные депрессии (рис.3).

Чусовская зона является южным продолжением Деггярской зоны [3]. В структурном плане — это палеогряда с запрокинутым западным склоном и наклоненным до 70⁰ - восточным. Здесь разрез контрастной формации (рис.1) по пестроте литологического и фациального состава сходен с разрезом южной части Зюзельской зоны. Лавы базальтового состава образуют узкие локальные прослои в центральной части зоны (рис.2), к востоку и западу от которых наблюдается частое чередование маломощных и прерывистых прослоев туфопесчаников, туфоалевролитов, кремнисто-углистых сланцев. В восточной части зоны размещаются мелкие тела субвулканических риодацитов. Здесь же намечается тенденция преобладающего развития туфогенно-осадочных фаций андезитобазальтового состава.

Интрузивные породы, представленные габбро, слагают Полевской массив в северо-западной части зоны (рис.2) и дайкообразное тело в южной части зоны.

Сланцевые зоны узкой прерывистой цепочкой прослеживаются в западной и восточной частях структурной зоны и, как правило, тяготеют к участкам смены лавовых фаций базальтов туфогенно - осадочными фациями основного и кислого составов, большинство из которых превращены в серицит-кварцевые метасоматиты.

Центральные участки Чусовской зоны с максимальным проявлением базальтовых и андезитобазальтовых лав контролируются в гравитационных полях локальными областями положительных значений силы тяжести. Учитывая это, а также то, что они располагаются в верхних частях разреза контрастной формации, можно предположить наличие в центральной части Чусовской зоны цепочки локальных палеоподнятий (рис.3), фиксирующих центры вулканизма в зоне. На их восточных и западных склонах выделяются присклоновые палеодепрессии, ряд из которых осложняют локальные палеодепрессии. В одной из них размещается Чусовское месторождение.

 Полевская зона располагается между Зюзельской и Чусовской и представляет собой мульду, заполненную продуктами трахитового (S₂-D₁) и андезитового (D_1-2) [3]  вулканизма (рис.2). Структура и набор фаций изменяются по простиранию зоны.

На юге мощность зоны в плане достигает максимальных значений (более б км), а залегание пород здесь наиболее пологое (15-30⁰). Здесь же отмечается максимальный объем продуктов трахиандезитового вулканизма (рис.2). Субвулканические и жильные тела трахитов представляют собой систему тел мощностью до 300 м, вытянутую в субмеридиональном направлении. На крайнем юге зоны встречено жилообразное тело сиенитов и в небольшом количестве лав трахиандезитов. Вулканогенно-осадочные фации в этой части представлены переслаивающимися туфопесчаниками и туфоалевролитами трахиандезитового и андезитобазальтового составов.

Выходы тел субвулканических трахиандезитов в гравитационном поле отражаются рядом локальных аномалий положительных значений силы тяжести. Это позволяет рассматривать их как центры трахитоидного вулканизма и выделить три крупных палеоподнятия (рис.3), которые располагаются цепочкой в приосевой части Полевской зоны.

С продвижением на север происходит общее погружение зоны, поскольку наблюдается сокращение мощности и количества прослоев туфопесчаников трахитового состава до их полного выклинивания, строение Полевской зоны усложняется: залегание пород становится круче (до 80⁰), происходит замыкание синклинали и пачки туфопесча ников и туфоалевролитов образуют блок моноклинально падающих на восток пород.

Кунгурковская зона располагается к востоку от Чусовской и представляет полосу развития андезитового вулканизма [4]. В отличие от Полевской зоны в ней широко представлены субвулканические и лавовые фации андезитобазальтов и их туфов. Современное залегание пород — круто наклоненное ( Ð 70⁰) на восток. В разрезе толщи (рис.1) намечается следующая последовательность (цикличность) в их формировании. Снизу вверх субвулканические пироксен-плагиоклазовые порфириты сменяются прослоями лавовых фаций, которые в свою очередь перекрываются пачками туфов и туфопесчаников пироксен - плагиоклазовых порфиритов. Завершается цикл прослоями туфопесчаников и туфоалевролитов и горизонтами известняков и кремнисто - углистых сланцев. Таких циклов вулканизма в зоне намечается три, причем от цикла к циклу происходит сокращение объема лавопирокластических прослоев (как по мощности, так и по протяженности в плане) и увеличение доли осадочных фаций.

Интрузивные породы в зоне представлены преимущественно диоритами и сосредоточены в двух массивах: Дьячковском и Зайцевском; плагиограниты образуют маломощные дайковые тела. Зоны рассланцевания размещаются на контактах интрузивных тел и вулканических пород или внутри интрузивных тел и характеризуются слабой метасоматической проработкой [4].

Анализ размещения перечисленных образований в Кунгурковской зоне показал, что наибольший объем субвулканических и лавовых фаций сконцентрирован в ее северной части (рис.2). Это позволяет полагать здесь наличие центра андезитового вулканизма, который совместно с интрузивными массивами образует палеоподнятие (рис.3). С продвижением по зоне на юг возрастает доля осадочных фаций и по мере затухания эффузивной стадии, завершается формированием горизонта карбонатных пород, особенно мощного в южной части зоны.

Выводы

Выделение комплекса петрологических, фациальных, палеоморфометрических признаков элементов строения вулканических толщ позволили провести, с учетом проявленных в районе тектонических деформаций, анализ их формирования и размещения во всех структурно-формационных зонах Полевского рудного района: Зю зельской, Полевской, Чусовской и Кунгурковской. Это позволяет сформулировать следующее.

1. Основными элементами строения вулканических толщ являются: а - палеоподнятия и вулканические центры; б - палеодепрессии (присклоновые и локальные).

2. Палеоподнятия формируются в низах контрастной формации продуктами базальтового вулканизма, часто в ассоциации с комагматичными им интрузиями. В верхней части разреза этой формации палеоподнятия сложены субвулканическими и лавовыми фациями риодацитов и андезитобазальтов. Для зон с проявлением трахиандезитового и андезитового вулканизма характерно образование цепочки вулканических центров.

З. Тектонические деформации определили как залегание вулканических толщ (моноклинальное или синклинально-антиклинальное), так и вертикальное смещение блоков в пределах структурных зон. Это отразилось на размещении палеоподнятий и палеодепрессий. В зонах с моноклинальным залеганием толщ (Зюзельская) палеоподнятия располагаются на флангах структурных зон, фиксируя низы и верхи разреза формаций, тогда как в зонах “складчатого” строения (Чусовская) палеоподнятия образуют цепочки в центральной части зоны.

4. Среди выделенных палеодепрессий широко распространенным типом являются присклоновые палеодепрессии. Те из них, что формировались в нижней базальтоидной части контрастной формации, характеризуются большей протяженностью в плане и уплощенной формой. Лишь отдельные их участки, в которых увеличивается мощность обломочных фаций и степень метасоматической проработки, выделяются как локальные палеодепрессии. Часть из таких локальных палеодепрессий, примыкающих к рудоконтролирующим разломам, вмещает в районе меднорудные месторождения и рудопроявления.

5. Палеовулканические реконструкции Полевского рудного района, показали, что с эволюцией вулканизма в районе происходит преобразование структурных элементов и их размещение, а следовательно и связанных с ними меднорудных месторождений. Это определяет дифференцированный подход к прогнозной оценке рудного района.

Литература

1. Иванов А.А. Петрохимические и минералого-геохимические особенности измененных пород как поисковый признак скрытого колчеданного оруденения (Полевской район) // Геология, поиски и разведка рудных и нерудных месторождений Урала. Свердловск. 1980. с.21-39

2. Кузин А.В. Геофизические признаки уровней колчеданного оруденения на Среднем Урале // Изв. вузов. Геология и разведка. 1995. № 5. с.83-87

3. Кузин АМ., Папулов Н.Б. Эволюция магматизма, металлогения Тагильской палеоостроводужной системы // Изв. вузов. Геология и разведка. 1996. № 4. с.101-105

4. Смывина В.С., Кузин АВ., Наседкин А.П. Медная минерализации в андезитовой формации ГIолевского рудного района // Изв. вузов. Геология и разведка. 1995. № 6. с.37-43

5. Шарфман В.С. Палеовулканкческие реконструкции. М. Недра. 1989.215 с.

6. Ярош П.Я., Старцев Г.Н. Значение подушечной отдельности и даек диабаза в изучении метаморфизованных эффузивных пород // Геология и полезные ископаемые Урала. Тр. СГИ. Вып.39. Свердловск. 1961. с.181-188