Металлогения олова Востока России.

рис. 1

Восток России является одним из крупнейших оловоносных регионов мира. Известные здесь многочисленные месторождения олова группируются в серию локальных и региональных металлогенических таксонов, неравномерно распределенных в пространстве и располагающихся в тектонически разнородных обстановках. В соответствии с основополагающими работами отечественной металлогенической школы (Смирнов, 1946_1,2; Билибин, 1947, 1955; Шаталов, 1965; Щеглов, 1980; Рундквист, 1981; Лугов, 1986₁; Макеев, 1984; Томсон, 1988 и др.), иерархический ряд оловоносных металлогенических таксонов представляется в следующем виде: оловоносная провинция - оловоносная область - оловоносная зона - оловорудный район - оловорудное поле - оловорудное месторождение. Каждый из названных металлогенических таксонов рассматривается в качестве ОМРС соответствующего иерархического уровня организации вещества. Первые три уровня изучаются в рамках региональной металлогении, имеющей своей целью выяснение условий, определяющих специализацию оруденения. Металлогенические таксоны уровня "рудный район", "рудное поле" изучаются в рамках металлогении рудных районов, имеющий своей целью выяснение условий, определяющих концентрацию оруденения.

рис. 2

Анализ геодинамических обстановок проявления оловянной минерализации Востока России (рис. 1) показал, что подстилающая и вмещающая среда каждой из региональных ОМРС в ранге "оловоносная область" представлена определенным, повторяющимся от объекта к объекту сочетанием тектоно-стратиграфических элементов следующих типов: (1) террейны кратонов и/или метаморфизованных континентальных окраин, сложенные ранне-среднепалеозойскими и более древними метаморфическими породами; (2) террейны аккреционных призм и/или субдукционных зон, сложенные преимущественно кремнисто-вулканогенно-терригенными комплексами позднепалеозойско-раннемезозойского возраста; (3) террейны пассивных континентальных окраин, сложенные преимущественно мезозойскими турбидитовыми отложениями континентального склона и его подножья с тектоническими пластинами, линзами и включениями позднепалеозойско-раннемезозойских глубоководных океанических пород карбонатного, песчано-глинистого и кремнисто-вулканогенного состава; (4) интрузивные комплексы плутонических и вулкано-плутонических поясов с известково-щелочным типом магматизма (рис. 2).

Установленная в результате металлогенического и геодинамического анализов связь положения региональных ОМРС с областями сочленения тектоно-стратиграфических элементов названных выше типов подтверждается закономерной приуроченностью месторождений олова рассматриваемой территории к соответствующим геодинамическим обстановкам (рис. 3) и особенностями состава ассоциирующих с оловом магматических образований (рис. 4).

рис. 3

Объяснение этой закономерности заключается в том, что необходимым условием для возникновения крупных концентраций олова является наличие мощной континентальной коры. "Наращивание" континентальной коры обеспечивается коллизионными и аккреционными процессами. В ходе этих процессов происходит максимальное вовлечение вещества коры в магмо-тектонические события.

Одним из геодинамических процессов, приводящих к росту континентальной коры и интенсивному вовлечению ее в магмо-тектонические события, является коллизионное сближение двух континентальных блоков с поддвиганием одного под другой. В результате суммарная мощность континентальной коры существенно увеличивается и возникают условия, благоприятные для выплавления в нижнем (пододвинутом) блоке анатектических гранитов S-типа. Вышележащий блок в результате коллизии деформируется с образованием линейного складчато-надвигового пояса.

рис. 4

Примером оловоносных магматических поясов, возникших в обстановке коллизии является Малайзийский коллизионный пояс (Hutchison, 1985). В пределах Востока России к таковым относится Главный Колымский батолитовый пояс, формирование которого связывается с коллизией Колымо-Омолонского супертеррейна с Северо-Азиатским кратоном (Тектоника , 2001). Согласно работам (Шкодзинский, 1992; Лобковский, 1988; Тектоника , 2001), в результате трения вдоль зон крупномасштабных субгоризонтальных надвигов выделяется большое количество тепла, достаточное для селективного плавления вовлеченных в процесс коллизии комплексов пород. Подплавленный материал нагнетался перед фронтом поддвигаемой плиты и выжимался под давлением в верхние структурные этажи, обуславливая формирование интрузий гранитов S-типа. Этой модели хорошо соответствуют изменения возраста пород Главного Колымского батолитового пояса вкрест его простирания с проявлением все более молодых и более калиевых разностей гранитоидов по мере удаления от фронта коллизии (Ненашев, Зайцев, 1981). Согласно расчетам (Шкодзинский, 1992), мощность слоя подплавленных пород могла достигать 8-9 км, а глубина магмогенерации, при условии исходного содержания воды в породах около 1%, должна была составлять 25-30 км (Тектоника , 2001), что соответствует рассчитанной по петрохимическим параметрам (Trunilina, 1994, Trunilina et al., 2000) глубине зарождения инициальных магматических очагов для гранодиорит-гранитных интрузий рассматриваемого пояса.

В обстановке активной окраины "рост" континентальной коры обеспечивается процессами тектонического взаимодействия океанической и континентальной плит. Такое взаимодействие может проявляться как в виде фронтального сближения плит с развитием зон субдукции и формированием аккреционных призм, так и в виде латерального "проскальзывания" плит друг относительно друга с развитием обстановки трансформных границ литосферных плит. В качестве промежуточного варианта может рассматриваться тангенциальная субдукция, сочетающая в себе элементы как фронтального, так и латерального взаимодействия плит.

рис. 5

Генетическая модель формирования оловянных месторождений над зоной субдукции предложена в работах (Mitchell, Garson, 1972; Oyarzun, Frutos, 1975) на примере Боливийских Анд. Согласно этой модели, генезис месторождений олова связывается с предшествующей сегрегаций фтора из апатита на больших глубинах в результате парциального плавления в безводных условиях при температуре свыше 1600^oС габброидного материала погружающейся вдоль зоны субдукции океанической плиты и вещества верхней мантии. Высвобождающийся в этом процессе фтор мигрирует в вышележащие горизонты, где вступает в реакцию с рассеянным в осадочных и метаморфических алюмосиликатных породах оловом с образованием летучего соединения SnF₄. Вместе с известково-щелочными магмами, выплавлявшимися из вещества надсубдукционной части континентальной плиты и аккреционной призмы под воздействием глубинного теплового потока, стимулированного зоной субдукции, четырехфтористое олово транспортируется на верхние горизонты коры, где в результате реакции SnF₄ с H₂O из него образуются SnO₂ (касситерит) и HF. Разложение HF приводит либо к улетучиванию фтора, либо к образованию входящего в состав оловянных руд флюорита вследствие реакции HF с Ca-содержащими силикатами. В пределах территории Востока России данная модель применима к объяснению с плейттектонических позиций генезиса оловянных месторождений, ассоциирующих с сеноман-маастрихтским этапом развития Южно-Верхоянского и Охотско-Чукотского магматических поясов, а также позднесеноман-раннепалеоценовым этапом развития Восточно-Сихотэ-Алинского вулкано-плутонического пояса.

Несколько отличные геодинамические условия формирования оловянных месторождений характерны для объектов, связанных с трансформными границами литосферных плит, что обусловлено спецификой процесса плитотектонического взаимодействия (Ханчук, 2000; Khanchuk, 2001). В обстановке трансформной окраины (активная континентальная окраина калифорнийского типа) более интенсивное поступление глубинного вещества в сферу рудоотложения обеспечивается за счет слэб-виндоу (Ханчук, 2000; Khanchuk, 2001), развивающегося при латеральном взаимном перемещении плит. На примере Хингано-Охотской оловоносной области это подтверждается геофизическими данными (Романовский, Бормотов, 1992; Карсаков и др., 2000; Rodionov, 2000; Романовский и др., 2001).

Важным индикатором специфики процессов магматической дифференциации оловоносных гранитоидов являются вариации соотношения в них содержаний Sn и TiO₂ (Lehmann, 1982, 1990). На рисунке 5 показано соотношение этих двух параметров в оловоносных магматических комплексах юга Дальнего Востока и для сравнения приведены тренды зависимости между Sn и TiO₂ для иных оловоносных областей. Обращает на себя внимание, что поле фигуративных точек надсубдукционного Новогорского комплекса (Кавалеровский район) в координатах Sn-TiO₂ практически полностью совпадает с областью, соответствующей по этим параметрам составу верхней коры. Это может свидетельствовать о формировании рассматриваемого магматического комплекса, главным образом, за счет плавления верхнекорового материала. В то же время, тренды дифференциации для Урмийского (Баджальский район), Силинского (Комсомольский район) и Обманийского (Хинганский район) комплексов не демонстрируют такой отчетливой связи с коровыми источниками. Особенно наглядно это проявляется для Урмийского комплекса, эволюционный тренд которого дает основание предполагать существенное участие мантийного материала при формировании оловоносных гранитоидов в обстановке трансформной окраины.

Сопоставление оловорудных месторождений, формировавшихся в обстановке трансформной окраины (месторождения Хингано-Охотской области) с аналогичными объектами, связанными с зоной субдукции (месторождения Сихотэ-Алинской области) демонстрирует их заметные различия как по минеральному составу руд, так и по некоторым характеристикам ассоциирующих магматических образований. В частности, руды месторождений олова Хингано-Охотской области отличаются существенным участием в их составе минералов фтора и бора с образованием оловоносных топазовых грейзенов (месторождение Правоурмийское), флюорит-касситеритовых руд (Хинганский, Ям-Алинский районы), мощных и протяженных зон оловоносных турмалиновых метасоматитов (Комсомольский, Баджальский, Кумусун-Нимеленский районы).

рис. 6

Соотношение фтора и олова в оловоносных гранитоидах характеризуется прямой корреляционной зависимостью (рис. 6), на общем фоне которой отмечаются определенные вариации, подчеркивающие различия геодинамических обстановок формирования различных объектов. Так, для оловоносных гранитоидов Хингано-Охотской области (обстановка трансформной окраины) характерно возрастание содержаний олова по мере роста их фтороносности. Аналогичные закономерности устанавливаются для оловоносного комплекса Дербеке-Нельгесинской зоны. Развитый в пределах Адыча-Чаркынского района оловоносный комплекс, представляющий часть коллизионного Главного Колымского батолитового пояса, характеризуется аналогичными соотношениями Sn и F. Однако, по сравнению с гранитоидами трансформных окраин, в коллизионных гранитоидах тем же содержаниям фтора соответствуют значительно более низкие содержания олова. В надсубдукционных оловоносных гранитоидах, в качестве которого здесь рассматривается Новогорский комплекс, соотношение фтора и олова обратно пропорциональное. Отсутствие какой-либо зависимости между содержаниями этих двух элементов отмечается для гранитоидов Омсукчанского района, формирование которого, согласно И.Н.Томсону (1999), происходило в рифтогенной обстановке.

рис. 7

Содержание бора и олова в оловоносных гранитоидах трансформных окраин также характеризуется прямой зависимостью (рис. 7). В то же время, для коллизионных оловоносных гранитоидов не отмечается корреляции между содержаниями B и Sn, а в надсубдукционных оловоносных магматических породах наблюдается слабо выраженная обратная зависимость между ними. Обращает на себя внимание четко выраженная прямая корреляция между бором и оловом в рифтогенном Омсукчанском комплексе.

Различия между оловоносными гранитоидами, формировавшимися в различных геодинамических обстановках, отмечаются также и по соотношению изотопов Sr (рис. 8). В целом, оловоносные гранитоиды по этому параметру соответствуют области смешения корового и мантийного материала, однако те из них, которые связаны с трансформными окраинами литосферных плит, характеризуются значительно большей долей мантийной составляющей по сравнению с надсубдукционными оловоносными гранитоидами.

рис. 8

Геодинамические обстановки играли важную роль в процессе формирования региональных ОМРС. Пространственное положение и особенности внутренного строения локальных металлогенических таксонов (оловорудные районы и поля) контролируется очаговыми магматогенными структурами, входящими в виде составных частей в структуру соответствующего оловоносного магматического пояса. По комплексу признаков (геотектоническая позиция, геолого-структурные особенности, специфика ассоциирующего магматизма, особенности рудно-метасоматических образований) в работе выделено шесть типов оловорудных районов и десять типов оловорудных полей.

Изложенные в главе II материалы служат обоснованием первого защищаемого положения, которое формулируется следующим образом: Региональные закономерности локализации оловянного оруденения определяются двумя главными факторами: 1) благоприятной вмещающей средой, возникающей в областях сочленения трех типов тектоно-стратиграфических элементов, сложенных метаморфическими комплексами, турбидитовыми комплексами континентального склона и его подножия и аккреционными комплексами со значительным участием океанических пород; 2) наличием оловоносных магматических поясов, формирующихся в геодинамических обстановках коллизии, активной континентальной окраины (андийского и калифорнийского типов) и внутриплитного континентального рифтогенеза