2020-04-07
679
Воронежский кристаллический массив (ВКМ), являющийся крупным (540х1000 км) сегментом Восточно-Европейской платформы, представляет собой сравнительно неглубоко погребенный (0-500 м) выступ докембрийского фундамента (рис.2.1). Его конфигурация определяется граничными структурами, заложившимися в рифее (Пачелмский и Днепровско-Донецкий авлакогены) и палеозое (Оршанская и Прикаспийская впадины). В соответствии с современными геолого-геофизическими данными [7, 9, 16, 50, 99, 77, 35] ВКМ характеризуется трехслойным строением литосферы (рис.2.2) и включает два латерально неоднородных и в разной мере эродированных мегаблока - “тяжелый” (Хоперский или Воронежский - ВМ) и “легкий” Курский (КМ, КМА) или Курская гранит-зеленокаменная область (КГЗО)[9, 16, 50, 63], разделенных крупномасштабной (100 х 635 км), близ меридиально ориентированной Лосевской шовной зоной со специфическими осадочно-метаморфическими и вулкано-плутоническими формациями [7, 9, 63, 80].
Рис.2.1. Схема структурно-формационного районирования ВКМ [80]: ВУ - Волго-Уральский сегмент, ПЧ - Пачелмский авлакоген, ПК - Прикаспийская впадина, ДД - Днепрово-Донецкий авлакоген, УЩ - Украинский щит, ОВ - Оршанская впадина. 1- мегаблок КМА (макроблоки:I-1-Красногорско-Рославльский, I-2-Брянский, I-3-Ливенско-Ефремовский, I-4-Курско-Белгородский), 2- Хоперский мегаблок (макроблоки:II-1-Калач-Эртильский, II-2-Камышинский, II-3-Варваринский), 3- Лосевская шовная зона, 4- Волынско-Двинский вулкано-плутонический пояс, 5- Ольховско-Шукавская грабенсинклинальная структура,
|
|
|
| Слои | Горизонт | Индекс | Глубина, км | Разрез | s, г/см-3 | Vp, Км/с-1 | Состав структурно-вещественных комплексов |
|
I-Верхнекоровый | 1.1 |
О
К
М
М1 М2 |
5
20
30
45
50 | ~~~~ ~~~~ ~~~~ ~~~~ |
2,65 |
6,3 | 1.1. Петрографически разнородные комплексы |
| 1.2 | * * * * * * | 1.2. Амфиболсодержащие гранитогнейсы (горизонт максимальной гравитации) | |||||
| 1.3 | х х х х х х х х х | 2,8-2,9 | 6,5-6,7 | 1.3. «Диоритовый» (переходный): амфибол-гиперстеновые плагиогнейсы, гранулиты высокожелезистые (комплекс основания) | |||
| II-Нижнекоровый | v т v т v т v т v | 2,95 | 7,0 | «Мафитовый»: габбро-амфиболиты, основные гранулиты, гиперстеновые плагиогнейсы, эндербито-гнейсы | |||
| III-Переходный | т т т т т т | 3,11-3,26 | 7,9-8,4 | Габбро-амфиболиты, основные гранулиты, пироксениты, перидотиты (?) | |||
| Подкоровый | / / / / / / / / / / / / | >3,3 | >8,4 | Амфибол-шпинель-гранатсодержащий (бесполевошпатовый) парагенезис | |||
| ~~~~ 1 * * * 2 х х х 3 v т v 4 т т т 5 / / / / 6 | |||||||
Рис.2.2. Геолого-геофизическая модель строения литосферы ВКМ (по [2, 16, 50]): 1-3-верхнекоровый слой, горизонты: 1-верхний петрографически разнородных структурно-вещественных комплексов, 2-средний максимально гранитизированных пород, 3-нижний, «диоритовый» по геофизическим параметрам; 4-нижнекоровый слой К-М, «мафитовый» по геофизическим параметрам; 5-переходный слой М-М1 – габбро-амфиболиты, основные гранулиты, пироксениты, перидотиты (?); 6-подкоровый слой М1-М2-бесполевошпатовый парагенезис амфибол-шпинель-гранатсодержащих пород.
|
|
|
Как единая геологическая структура геоблок ВКМ характеризуется прежде всего специфическими особенностями гравитационного и магнитного полей. На общем фоне фиксируются значительные по площади (десятки км в поперечнике) изометричной формы гравитационные максимумы, совпадающие с низкими фоновыми значениями магнитного поля. Такие участки отождествляются с полями развития серогнейсовых образований-реликтов раннеархейских кольцевых и купольно-кольцевых структур нуклеарного этапа развития региона (Россошанский, Сумской и др.). Эти структуры в свою очередь окаймляются в разной мере эрродированными позднеархейскими зеленокаменными поясами (Белгородско-Михайловский, Орловско-Тимской и др.; [63]), фиксирующимися в виде резко вытянутых положительных магнитных аномалий.
Мегаблок КМА (500х550 км) строго автономен и по своим петрофизическим характеристикам относится к категории «легких» и «высокомагнитных» структур со значительной мощностью земной коры. Он включает ряд макроблоков 2-го ранга: Брянский (наиболее глубоко эродированный [9, 50]) и Красногорско-Рославльский (ранее относимых к самостоятельным структурам [57, 12]), Курско-Бесединский и Ливенско-Ефремовский. Характерной особенностью мегаблока КМА является дифференцированный метаморфизм (от зеленосланцевой до гранулитовой фации) и широкое развитие раннекарельских рифтогенных структур 3-го ранга (Михайловская, Тим-Ястребовская, Белгородская и др.), отличающихся специфическим набором формаций [41, 67, 83] и наследующих структурный план позднеархейских зеленокаменных поясов с четко выраженными положительными аномалиями силы тяжести и высокоинтенсивными полосовидными положительными магнитными аномалиями.
Хоперский мегаблок (375х475 км) относится к категории «тяжелых» структур. По сравнению с мегаблоком КМА он является более плотным, менее магнитным, и включает Камышинский, Варваринский и Калач-Эртильский макроблоки 2-го ранга (см.рис.2.1), в пределах которого сосредоточены известные платиноидно-медно-никелевые месторождения [53, 61, 60, 68, 72, 81]. В геофизических полях Хоперский мегаблок выделяется региональным проявлением 2-х структурно-вещественных комплексов: а) архейского (в контурах Камышенского и Варваринского макроблоков), имеющего более высокий (гранулитовая фация?) и однородный метаморфизм и ограниченное развитие высокомагнитных образований (типа Тамбовско-Чернышевского зеленокаменного пояса); б) нижнекарельского (в пределах Калач-Эртильского макроблока), сложенного интенсивно складчатыми ритмично-слоистыми метаморфизованными (от зеленосланцевой до эпидот-амфиболовой фации) флишоидными образованиями.
2.2. Структурно-вещественные комплексы различных геодинамических режимов формирования ВКМ
Каждая из выделенных структур первого порядка, включающая, в свою очередь, ряд разновозрастных и разноранговых рифтогенных по своей природе поясов, эпикратонных впадин и разнообразных элементов тектоно-магматической активизации (рис.2.3), характеризуется присущими им структурно-вещественными комплексами - СВК* (табл.2.1) с разнотипными магматическими и рудными формациями [7, 42, 69], отражающими последовательную смену геодинамических и эндогенных режимов формирования сравнительно мощной (43-45 км; [2, 16, 50, 87]) слоисто-блоковой коры континентального типа.
|
|
|
Таблица 2.1
Схема стратиграфии и магматизма раннего докембрия ВКМ (Б.М.Петров, Н.М. Чернышов, 1999)
| Общая геохронологическая шкала | Местные стратиграфические и интрузивно-метасоматические образования | |||||||||||||||||||||
| Мегаблок КМА | Лосевская шовная зона | Хоперский мегаблок, Калач-Эртильский макроблок | ||||||||||||||||||||
| Акрон | Эон | Эра (млн.лет) | Супракрустальные образования | Интрузивные и ультраметаморфические комплексы | Супракрустальные образования | Интрузивные и ультраметаморфические комплексы | Супракрустальные образования | Интрузивные и ультраметаморфические комплексы | ||||||||||||||
| -1650- | ~~~~~~~~~~~~~~~~~~~~~~~~~~~~~~~~~~~~~~~~~~~~~~~ | ~~~~~~~~~~ | ~~~~~~~~~~~~~~~~~ | ~~~~~~~~~~ | ~~~~~~~~~~~~ | ~~~~~~~~~~ | ||||||||||||||||
 П Р О Т Е Р О З О Й - PR
|
| Верхний карелий – K 2 |
| Дубравинский K2d |
|
| Панинская толща K2pn | Артюшковский K 2ar | ||||||||||||||
| Шебекинский K2s |
| |||||||||||||||||||||
| Малиновский K 2ml | Малиновский K 2ml | Малиновский K2ml | ||||||||||||||||||||
| Новогольский K2n | ||||||||||||||||||||||
| Нижний карелий - K 1 | _____________________________________________ Глазуновская свита K 1gl ________________________________________________________________ | Смородинский K 1sm |
|
|
| |||||||||||||||||
| Ольховский K1ol* | ||||||||||||||||||||||
|
Шукавский K 1sk | ||||||||||||||||||||||
| Воронежская свита K 1vr | Воронежская свита K1vr | |||||||||||||||||||||
|
?
| Лискинский K2l |
| Бобровский K1b* | |||||||||||||||||||
| Павловский K1р* |
Павловский K 1р* |
Еланский K 1е* | ||||||||||||||||||||
| Стойло-ни-колаевский K1sn* | ||||||||||||||||||||||
| Оскольская серия K 1os | Верхняя подсерия K 1os2 | Шелоковская толща (2 пачки) K1sс |
| Золотухинский K 1z* | Мамонский K 1m | Мамонский K 1m* | ||||||||||||||||
| Белгородская свита K 1 bl | Четвертая (верхняя сланцевая) подсвита K1bl4 | Курбакинская свита K 1 kb | Верхняя подсвита K1kb2 | Тимская свита K 1tm | Верхняя подсвита (2 пачки) K 1 tm2 | |||||||||||||||||
| Третья (верхняя железорудная) подсвита K1bl3 | Нижняя подсвита (3 пачки) K 1 kb1 | |||||||||||||||||||||
| Вторая (нижняя сланцевая) подсвита K1bl2 | Остаповский K1ot | |||||||||||||||||||||
| Первая (нижняя железорудная) подсвита K1bl1 | Нижняя K1tm1 | |||||||||||||||||||||
| Нижняя подсерия K 1os1
| Висловская толща (2 пачки) K 1vs | Роговская свита K 1 rg | Верхняя подсвита (2 пачки) K1rg2 | Воронцовская серия K 1vc
? | ||||||||||||||||||
| Яковлевская свита (3 пачки) K 1ja | Нижняя подсвита K 1rg1 | |||||||||||||||||||||
|
| Осколецкий K 1o* | Усманский K 1u
_______________ | ||||||||||||||||||||
| Курская серия K 1ks | Коробковская свита K 1kr | Четвертая подсвита (верхняя сланцевая) K 1kr4 | ||||||||||||||||||||
| Третья подсвита (верхняя железорудная) K 1kr3 | ||||||||||||||||||||||
| Вторая подсвита (нижняя сланцевая) K 1kr2 | ||||||||||||||||||||||
| Первая подсвита (нижняя железорудная) K 1kr1
| ||||||||||||||||||||||
| Стойленская свита K 1st |
Верхняя подсвита K 1st2
| |||||||||||||||||||||
|
Нижняя подсвита K 1st1
| ||||||||||||||||||||||
|
-2550- |
Игнатьевская свита AR- K 1ig
| Лосевская серия AR-K1ls | AR-K1ls2 | Рождественский K1r
| ||||||||||||||||||
|
| Верхний AR2 | Ниж.часть AR-K1ls1 | ||||||||||||||||||||
|
| Атаманский AR2a |
? _____________________ Михайловская серия AR2mh | ||||||||||||||||||||
|
-3200- | _________ Михайловская серия AR2mh | _________________________________________ Лебединская свита AR2lb --------------------------------------------------------- ------------------------?------------------------------- Александровская свита AR2al | Салтыковский AR2sl | |||||||||||||||||||
| Сергиевский AR2s r* | Белогорьевский AR2bg | |||||||||||||||||||||
| Нижний AR1 |
? | Бесединский AR1bs |
? | |||||||||||||||||||
| Обоянский СВК (в т.ч. ассоциация пород – брянская и россошанская) AR1оbb, AR1оbr | Обоянский СВК (донская ассоциация пород) AR1оbd | Обоянский СВК AR1оb | ||||||||||||||||||||
А Р Х Е Й - AR*-выделяются две фазы
Рис.2.3. Геолого-тектоническая схема Воронежского кристаллического массива и положение в его структуре главнейших платиноносных рудных районов [80]: 1- раннеархейские мегаблоки: Курский (I) и Хоперский (II); 2 - Лосевская шовная зона (III) раннего карелия; 3-5 - структурно-вещественные комплексы раннего (3) и позднего (4) архея, раннего карелия (5); 6 - Воронцовский эпикратонный прогиб раннего карелия; 7 - Лосевская шовная зона раннего карелия; 8 - Воронежско-Шукавская наложенная грабен-синклиналь; 9 - Калач-Эртильская наложенная структура (реактивизированный рифт); 10 - границы ВКМ; 11 - линейные структурные элементы: 1-4 - глубинные разломы, структурные швы мантийного заложения (внеранговые): 1 - юго-западный бортовой Пачелмского авлакогена, 2 - северо-восточный бортовой, 3 - Смоленско-Рославльский, 4 - Волгоградско-Камышенский; 5 - Лосевско-Мамонский надвиг (1-го ранга); 6-11 - глубинные корово-мантийные разломы (2-го ранга): 6 - Кировско-Клинцовский, 7 - Серпуховско-Бахмачский, 8 - Мценско-Ливненский, 9 - Ряжско-Кантемировский (надвиг), 10 - Тамбовско-Балашов-Волгоградский, 11 - Чернышевский; 12-21 - трансрегиональные сквозные разломы корово-мантийные (2-го ранга): 12 - Трубчевско-Липецкий, 13 - Воронежско-Курский, 14 - Суджано-Икорецкий, 15 - Купянско-Богучарский, 16 - Белопольско-Навлинский, 17 - Шумилинско-Новохоперский, 18 - Михайловский, 19 - Графский, 20 - Торопец-Саратовский, 21 - Конотоп-Купянский; 12 - региональные разломы (4-го и более высокого ранга); 13 – 15- местоположение главных платиноносных районов: Нижнемамонско-Подколодновского (13) и Еланского (14) с сульфидным и платиноидно-медно-никелевыми месторождениями и Тим-Ястребовского (15) с золото-платиноидным оруденением тимского и кшенского типов.
Структурно-вещественные комплексы раннего архея представлены рядом формаций [76, 9, 42, 69, 35, 57] метабазит-гранулит-гнейсовой (обоянский комплекс); метаграувакковой грубообломочной метагранодиорит-гнейсовой (донская ассоциация обоянского комплекса в пределах Лосевской шовной зоны); железисто-кальцифир-кондалитовой (брянская ассоциация обоянского комплекса в контурах Брянского блока) и перидотит-пироксенит-габбровой (бесединский комплекс). Согласно современным представлениям о развитии ВКМ в раннем архее [76, 87, 88, 41, 6] формирование этих комплексов происходило в условиях специфичного раннеархейского плитного тектогенеза.
Среди достаточно широкого разнообразия породных групп в качестве индикаторной, определяющей специфику геодинамических и эндогенных режимов формирования СВК раннего архея и его металлогенический облик, выступает прежде всего ультрамафит-мафитовая вулкано-плутоническая ассоциация, включающая специфические по петролого-геохимическому облику [7, 9, 57, 69, 73, 76] высокожелезистые коматиит-базальтовые вулканиты брянского и покровского типов и комагматичные им субвулканические и интрузивные перидотит-пироксенит-габбронорит-анортозитовые тела бесединского комплекса. Наиболее полно эта ассоциация проявилась в Курско-Бесединском, Брянском и других раннеархейских геоблоках второго порядка КМА, где специфика нуклеарного этапа развития ВКМ отчетливо проявилась в исключительно высокой степени насыщенности и сложном мозаичном характере распределения ультрамафит-мафитовых вулкано-плутонических породных групп (рис.2.4.), отождествляемых с «нижними» (раннеархейскими) зеленокаменными поясами [7-9, 57, 62, 63 и др.].
 а
 
|  б
|
Рис.2.4. Положение в структуре ВКМ (а) раннеархейского Курско-Бесединского блока (б) и особенности размещения в его пределах высокожелезистой ультрамафит-мафитовой породной ассоциации: а) 1- мегаблок КМА (макроблоки:I-1-Красногорско-Рославльский, I-2-Брянский, I-3-Ливенско-Ефремовский, I-4-Курско-Белгородский), 2- Хоперский мегаблок (макроблоки:II-1-Калач-Эртильский, II-2-Камышинский, II-3-Варваринский), 3- Лосевская шовная зона, 4- Волынско-Двинский вулкано-плутонический пояс, 5- Ольховско-Шукавская грабенсинклинальная структура; б) На врезке (по [63]): 1-габбродолериты трапповой формации (смородинский комплекс); 2-ультрамафит-мафитовые тела дунит-перидотит-габброноритовой формации (золотухинский комплекс); 3-габбро-диорит-гранодиоритовые интрузивы стойло-николаевского комплекса; 4-перидотит-пироксенит-габброноритовые тела бесединского комплекса в ассоциации с высокожелезистыми коматиит-базальтовыми вулканитами, метаморфизованными в условиях гранулитовой фации [48]; 5-пироксеновые и плагиоклаз-микроклиновые граниты; 6-микроклин-плагиоклазовые и биотит-микроклиновые граниты; 7-плагиограниты; 8-границы раннеархейского Курско-Бесединского блока (I) и раннекарельских зон – Михайловской (II), Зиновьевско-Мануковской (III) и Тим-Ястребовской (IV); 9-тектонические нарушения.
Наблюдаемая ныне пространственно-временная сопряженность вулкано-интрузивных магматитов и гранито-гнейсовых образований в подобных структурах отражает по существу их принадлежность к единому геодинамическому континиуму раннего архея. Мощные вулканогенно-терригенные образования выполняли роль термостатирующих экранов, что способствовало формированию гранито-гнейсовых валов и куполов разных поколений (ранних плагиогранитного ряда, поздних – гранитоидного), гнейсификации, зональному метаморфизму [33]. Эта структурная система существовала, вероятно, достаточно длительное время, поддерживаясь хаотичной, мелкоячеистой и постепенно затухающей к концу раннего архея мантийной конвекцией.
С деструкцией мегаблоков раннеархейской консолидации и развитием рифтогенеза на сравнительно маломощной коре связано формирование ряда позднеархейских зеленокаменных поясов. СВК позднего архея включают типичные для раннедокембрийских («верхних») зеленокаменных поясов [7, 9, 27, 42, 57, 69, 73, 76] вулканогенно-осадочные (кварц-серицит-хлоритовые, биотитовые, двуслюдяные, альбит-эпидот-хлоритовые сланцы, гранат-роговообманково-биотитовые гнейсы, железисто-кремнистые породы, кварциты, метапесчаники и др.) и метаморфизованные в условиях зеленосланцевой и амфиболитовой фации различной сериальной принадлежности вулканические и вулкано-интрузивные ассоциации - коматиит-базальтовая, риолит-дацит-базальтовая, риолитовая формации в объеме михайловской серии и комагматичные им сергиевский (железногорский [57]) дунит-перидотитовый, тарасовский габбро-диабазовый дайковый, салтыковский мигматит-плагиогранитный (3013 ± 80 млн.лет) и атамановский (микроклиновых гранитов и мигматитов) комплексы. Состав СВК, наиболее полно сохранившихся в пределах КМА, отражает мощный энергетический импульс и возникновение новой системы мантийной конвекции вследствие деструкции сравнительно маломощной раннеархейской протокоры и заложение в условиях спрединговых процессов ряда достаточно протяженных (около 500км) и сложных (извилистых и прерывистых) по морфологии рифтов - Крупецко-Криворожского и Белгородско-Михайловского с проявлениями типичного бимодального вулканизма (коматиит-базальтовая и риолит-дацит-базальтовая формации) и Орловско-Тимского, в котором формировались также бимодальная (риолит- дацит-базальтоидная) формация, но с ограниченным развитием высокомагнезиальных коматиитов [33, 7, 9, 69, 76].
В примыкающих к рифтам блоках в связи с нарастанием энергии и увеличением интенсивности теплового потока за счет окисления восстановленных мантийных флюидных систем и их экранирования коровым слоем происходило формирование внутрикоровых очагов плавления с образованием мигматит-плагиогранитной ассоциации (салтыковский комплекс). Последние обычно трассируют борта рифтогенных зон ("верхних" зеленокаменных поясов) и рассматриваются в качестве продуктов ремобилизации фундамента в процессе рифтогенеза [73, 76, 38]. С высоким тепловым потоком связано, вероятно, формирование на протоколлизионном этапе субщелочных гранитоидов атамановского комплекса (2528 ± 4,9 млн.лет), а так же проявление (на последующем постколлизионном этапе) по наиболее глубинным проницаемым зонам калиевого массопереноса (формация ультракалиевых риолитов; 2590 ± 88 млн.лет) в пределах Орловско-Тимского рифта, где высококалиевые риолитовые вулканиты перекрывают метаморфизованную кору выветривания, образовавшуюся за счет пород михайловской серии.
К тому же позднеархейскому периоду относится, вероятно, и формирование в пределах Хоперского мегаблока достаточно протяженного (свыше 700 км) Тамбовско-Чернышевского рифта, ныне полностью перекрытого мощными (5-10 км) песчанико-сланцевыми отложениями воронцовской серии [42].
Резкое возрастание структурной дифференциации в раннем протерозое привело к появлению разнообразных деструктивных форм (шовных зон, реактивизированных рифтов, эпикратонных впадин, подвижных поясов, надразломных впадин и др.), характеризующихся специфическими СВК.
Этап межконтинентального рифтогенеза и последующего субдукционного этапа на рубеже верхнего архея (?) – нижнего карелия выразился в образовании Лосевской шовной зоны (сложнодифференцированной палеорифтовой системы [9]), разделяющей, как отмечалось, различные по строению мегаблоки - более “легкий” КМА и Хоперский с “тяжелой” литосферой [2, 7, 63, 76, 51 и др.]. Сложные процессы формирования этой структуры в условиях смены геодинамических режимов проявились в особенностях состава СВК, включающего: а) нижнюю контрастную метабазальт-плагиориолитовую (базальты, плагиориолит-дациты эффузивной и субвулканической фаций, их туфы, переслаивающиеся с метасоматитами, метаалевритами и сланцами пестрого состава); б) верхнюю непрерывнодифференцированную метабазальт-андезит-плагиориолитовую (плагиобазальты, андезибазальты, андезиты, андезидациты, плагиодациты, плагиориодациты известково-щелочной серии, ферробазальты, андезибазальты толеитовой серии, их пирокласты и вулканогенно-осадочные породы) в объеме лосевской серии [51, 7, 63, 76], а также комагматичные им мафитовые интрузии рождественского комплекса и дайки разнообразного состава [63, 8, 76]. Предполагается [38, 76, 87, 88], что на субдукционном этапе развития Лосевской зоны (нижний карелий) с миграцией восходящих мантийных потоков в сторону Хоперского мегаблока и заглублением очагов магмогенерации связано развитие в его пределах в разной мере дифференцированных ультрамафит-мафитовых интрузий мамонского комплекса (2100-2080±10 млн. лет [64, 77]), внедрившихся по рассредоточенным зонам растяжения в результате механизма рассеянного спрединга [76], а так же более поздних по времени формирования норит-диоритовых тел еланского комплекса (2065-2050 ±14 млн.лет [77, 78]).
Внутриконтинентальные рифтогенные процессы стали причиной формирования ряда СВК в пределах мегаблока КМА [42, 69, 76, 83]: карбонатно-метаграуваккового (игнатьевская свита); терригенного железисто-кремнистого (курская серия) и вулканогенно-осадочного (оскольская серия), слагающих ряд рифтогенных по своей природе подвижных поясов (Михайловский, Белгородский, Тим-Ястребовский, Волотовский, Рыльский и др.), которые ныне представляют собой сложные интракратонные складчато-глыбовые структуры. Пространственно они сопряжены с позднеархейскими реактивизированными зеленокаменными поясами.
Вмещающая известные золото-платиносодержащие проявления тимского типа оскольская серия в традиционном ее понимании [83]* включает три комплекса пород, разрезы которых значительно отличаются друг от друга. Первый комплекс (в объеме роговской свиты) залегает согласно на отложениях курской серии, имеет широкое распространение, выдержанный литологический состав и включает (снизу вверх): а) сланцы филлитовидные и доломитизированные, нередко углеродистые; б) кварцсодержащие доломиты, углеродосодержащие сланцы, метаалевролиты, кварцитопесчаники и др; в) сланцы кварц-биотитовые двуслюдяные, иногда углеродистые. Отсутствие перерыва в осадконакоплении между курской серией и роговской свитой и ряд других данных [83] свидетельствуют об их принадлежности к единому формационному ряду и позволяют рассматривать белгородскую свиту как аллохтон курской серии.
Распространение второго комплекса, наиболее полно отражающего состав и специфические условия формирования оскольской серии [83], ограничено грабенообразными впадинами: Тим-Ястребовской, Волотовской (тимская свита), Михайловской (курбакинская свита) и Белгородской (яковлевская, висловская и щеколовская свиты; см.табл.2.1.). Возникшие в результате реактивизации позднеархейских зеленокаменных поясов эти разнотипные по геодинамическим обстановкам формирования структурно-формационные зоны представляет собой рифтовые системы с широким развитием высокоуглеродистых стратифицированных комплексов, насыщенных разнообразными по составу, возрасту, формационной, сериальной принадлежности и металлогенической специализации [71, 70, 75, 83] вулкано-плутоническими и интрузивными образованиями. Стратифицированный комплекс с угловым и стратиграфическим несогласием залегает на отложениях архея, курской серии или роговской свиты и включает конгломераты переотложенной коры выветривания, углеродистые сланцы, нередко слагающие большую часть разреза, карбонатные породы, метапесчаники, вулканиты основного состава нормальной, субщелочной и щелочной серий, реже кислые изверженные породы, а так же ряд других образований, характерных для геодинамической обстановки континентального рифтогенеза [83].
Особенностью структур, сформировавшихся в этих геодинамических условиях, является различная интенсивность проявившихся в них вулканических процессов и существенная латеральная неоднородность состава их продуктов. Наибольшим (около 50% объема всех пород) развитием вулканитов, представленных слабо контрастно дифференцированной серией от пикрит-базальтовой ассоциации до андезито-базальтов (предрифтовая и ранняя рифтовая стадия) и толеитовыми базальтами и риолитами (поздняя стадия рифтогенеза), отличаются Тим-Ястребовская и Волотовская структуры, в которых сконцентрированы основные ресурсы благородных металлов КМА. В Михайловской структуре вулканические породы распространены ограничено и представлены контрастной базальт-риолитовой ассоциацией. В Белгородской структуре вулканические образования полностью отсутствуют. В этой структуре СВК представлен белгородской свитой, отложения которой по составу, структурно-текстурным особенностям и ряду других признаков в известной мере аналогичны образованиям курской серии.
С эндогенными режимами нижнего карелия в Хоперском мегаблоке связано заложение и развитие чрезвычайно важной в металлогеническом отношении Воронцовской структурно-формационной зоны (протяженность около 1000 км при ширине от 80 км в южной части до 320 км - в северной), которая представляет собой достаточно сложный эпикратонный прогиб в пределах Калач-Эртильского макроблока второго ранга. Ее заложение и развитие во времени в известной мере сопряжено с формированием раннепротерозойских подвижных поясов КГЗО и сопровождалось интенсивным прогибанием и накоплением мощных (до 10-12 км) отложений в основном турбидитового типа (воронцовская серия), представленных флогопидной углеродисто-терригенносланцевой, в том числе сульфидосодержащей формацией [32, 76]. В составе серии выделяются [32] четыре литолого-стратиграфические толщи: 1) нижняя графито-гнейсовая вулканогенно-терригенная, наиболее интенсивно метаморфизованная (биотитовые и гранат-биотитовые гнейсы, амфиболиты) с нижней и верхней графитсодержащей и средней безграфитовой пачками; 2) терригенная, сланцево-песчаниковая, менее метаморфизованная с нижней метапсаммитовой и верхней метапелитовой пачками; 3) средняя углеродисто-песчаниково-сланцевая с флишоидным типом переслаивания, относительно слабо метаморфизованная с наличием карбонатсодержащих пород и метаэффузивов среднего состава; 4) верхняя вулканогенно-терригенная, молассоидная, представленная ритмически переслаивающимися филлитами, метаалевролитами и углисто-графитовыми сланцами с редкими согласными телами вулканитов среднего и кислого состава. Следует отметить, что при ограниченном развитии (2-3% объема) в воронцовской серии вулканитов, состав их последовательно изменяется [32] от основного (толеитовые базальты) и среднего (андезиты) до умеренно кислого (риолиты).
В целом наиболее характерными чертами Воронцовской структуры эпикратонного типа, в пределах которой концентрируются наиболее важные в промышленном отношении сульфидные платиноидно-медно-никелевые месторождения и рудопроявления мамонского и еланского типов [40, 44, 63, 66], а также проявления комплексной золото-серебро-платинометалльной минерализации [43, 73, 74, 82], являются: 1) заложение и развитие ее на структурно-вещественно-неоднородных по составу и мощности блоках раннеархейско-нижнепротерозойской консолидации; 2) автономное развитие и пространственно-временная сопряженность эпикратонного прогиба с раннепротерозойскими (нижний карелий) подвижными поясами в сопредельном мегаблоке КМА при однотипности общего структурного (северо-западного) плана; 3) существенная однородность геологических разрезов и резко преобладающий тип терригенного осадконакопления при крайне ограниченных масштабах проявлений вулканизма с отчетливой гомодромной направленностью; 4) широкое развитие углеродисто- и графитсодержащих, обычно сульфидизированных сланцев и в целом низкие и умеренные (по РТ-условиям) полифациальные метаморфические преобразования пород (зеленосланцевая, эпидот-амфиболитовая, амфиболитовая) воронцовской серии; 5) многократность и высокая степень интенсивности проявления разнотипных разломов, определяющей ролью среди них северо-западных (СЗ 330-345°) прерывистых субпараллельных зон рассеянного спрединга с различной глубиной заложения, степенью проницаемости и объемом латерального растяжения, предопределяющих возникновение и неоднократное функционирование магмаконтролирующих структур и обусловивших в совокупности с поперечными (северо-восточными) разрывными нарушениями широкое развитие, неоднородное распределение и пространственную совмещенность различных по возрасту, составу, формационной принадлежности и металлогенической специализации магматических комплексов [73, 63].
В период субдукционного и последовавшего за ним раннекарельского коллизионного этапов сформировался широкий спектр магматогенных формаций [7, 35, 64, 77, 78, 85, 29]: дунит-перидотит-пироксенит-габброноритовая (2100-2080±15 млн. лет), ортопироксенит-норит-диоритовая (2065-2050±14 млн. лет), габбродиорит-гранодиоритовая (2085±5 млн. лет; мамонский, золотухинский, еланский, стойло-николаевский комплексы соответственно); мигматит-тоналит-плагиогранитная (2096±4,8 млн. лет), мигматит-гранит-граносиенитовая (2078±4 млн. лет) и плагиогранитная (усманский, павловский и осколецкий комплексы); малых интрузий и даек калиевых гранитов (остановский комплекс); субщелочных гранитов (бобровский, с возрастом 2022±3 млн. лет и лискинский комплексы).
С раннепротерозойской тектоно-магматической активизацией тафрогенного этапа развития ВКМ связано заложение в северной части зоны сочленения Лосевской шовной зоны и Хоперского мегаблока достаточно крупной (протяженность свыше 200 км при ширине от 50 до120 км) автономно развивающейся Ольховско-Шукавской (Воронежско-Шукавской [7, 61, 55, 79, 11, 31]) грабенсинклинали (см.рис.2.1), выделяемой в качестве самостоятельной структурно-формационной и металлогенической зоны [63, 59, 80]. Особенностью этой наложенной структуры является сравнительно пологое (10-35°) залегание на стратифицированных образованиях Лосевской шовной зоны и в большей мере Воронцовского эпикратонного прогиба. Структурно-вещественный комплекс Ольховско-Шукавской грабенсинклинали включает [51, 15, 26, 24, 1, 30 и др.]: а) нижнюю метатерригенную толщу (метаконгломераты с галькой подстилающих СВК), метагравелиты, метапсаммиты, филлитовидные сланцы; б) верхнюю существенно вулканогенную породную ассоциацию - слабо метаморфизованные базальты, андезибазальты, андезиты, дациты, плагиориодациты, нормализованной и реже субщелочной серии, их лавовые брекчии, субвулканические и дайковые тела, грубоэрродированные вулканические постройки в объеме воронежской свиты; в) интрузивы габбро-верлитовой формации (шукавский комплекс [55]); г) кольцевые интрузивы габбронорит-кварцмонцонит-гранитной формации (ольховский комплекс, 2050±23 млн. лет, [79]).
С дальнейшей стабилизацией всей структуры и локализацией зон эндогенной активности в преимущественно краевых частях ВКМ связано формирование типичных для ранне- среднеплатформенного режимов СВК, включающих [47, 58, 85]: 1) раннюю вулкано-плутоническую толеит-базальтовую (трапповую) ассоциацию (глазуновская серия, смородинский комплекс, 2060±10 млн. лет [100] и более поздние габбродолеритовые (трапповые) интрузии (новогольский комплекс, 1805±14 млн. лет); 2) субщелочные базальтоиды (панинская толща), щелочные субультрамафиты и габброиды с карбонатитами, сиениты и щелочные сиениты (дубравинский, щебекинский и артюшкинский комплексы [87, 48, 8, 10, 89]); 3) субщелочные граниты (малиновский комплекс 1875±50 млн. лет).
Основные черты геологии и эволюции длительного формирования ВКМ изложены с позиции развития этого крупного сегмента Восточно-Европейской платформы как единой геоструктуры, испытавшей на рубеже позднего архея – нижнего карелия внутриконтинентальный рифтогенез, заложение Лосевской шовной зоны и последующее коллизионное взаимодействие двух мегаблоков – западного Курского и восточного Хоперского. Вместе с тем не исключается вероятность иной модели развития ВКМ [5, 87, 41], согласно которой Курский и Хоперский мегаблоки в допалеопротерозойское время представляли собой самостоятельные континентральные структуры, относящиеся к Сарматии и Волго-Уралии (соответственно). Об этом в известной мере свидетельствует ряд существенных различий в глубинном строении мегаблоков, составе слагающих их СВК и ассоциирующих с ними магматических и рудных формаций. В их числе [5, 87, 41]: а) отсутствие в Хоперском мегаблоке ряда специфических для КГЗО гранитоидных ультрамафит-мафитовых формаций (высокожелезистой вулкано-интрузивной раннего архея, коматиит-базальтовой и комагматичной дунит-перидотитовой позднего архея и др.), а в пределах Воронцовского раннепротерозойского эпикратонного прогиба того же мегаблока железисто-кремнистых отложений, свойственных нижнекарельским рифтогенным структурам КМА; б) существенные различия состава и структурно-тектонического контроля нижнекарельского магматизма обоих блоков, отсутствие в КГЗО проявлений специфической кремнистой высокомагнезиальной серии (типа еланского комплекса); в) различное время проявления траппового магматизма в пределах КМА (смородинский комплекс; 2060±10 млн.лет; [100]) и Хоперского мегаблока (новогольский комплекс; 1805±4 млн.лет; [85]). Кроме того данные межрегиональной корреляции докембрийских стратифицированных подразделений Карело-Кольского региона и ВКМ позволяют рассматривать одновозрастные отложения ладожской и воронцовской серий в качестве образований единой протяженной пассивной палеокарельской окраины [5].
* Под структурно-вещественным комплексом понимается [13] определенное сочетание продуктов (эндогенных и экзогенных парагенезисов) взаимосвязанных геодинамических и эндогенных режимов в процессе формирования коры континентального типа.
* Подобное деление оскольской серии сохранено в используемой в регионе схеме стратиграфии и магматизма (см.табл.2.1.)
