Геодинамические условия образования девонской рудоносной базальт-риолитовой формации лениногорского горнорудного района (рудный алтай)

Глава 5. Геодинамические условия образования рудоносной базальт-риолитовой формации

Одной из важнейших общих закономерностей размещения рудных месторождений в земной коре, которая приобретает роль геологического закона, является устанавливаемая в различных масштабах связь определенных групп месторождений с определенными типами структур а также со слагающими их геологическими формациями [Смирнов, 1974, 1975; Рудные формации ,1976; Щеглов, 1989; Попов, 1980; Филатов, Ширай, 1988; Авдонин, 1995 и др.]. И то и другое, в свою очередь, зависит от геодинамических условий. В последнее время закономерности размещения и состав месторождений анализируется с позиций тектоники литосферных плит [Зоненшайн и др., 1974; Митчелл, Гарсон, 1984; Ковалев, 1985; Ковалев и др., 1995; Рундквист, 1989, 1990; Основы металлогенического анализа , 1995; Геохимическая и металлогеничекая , 1999; Абрамович, 1987, 1998; Миронов и др., 1999 и многие другие]. При этом выясняется металлогеническая конвергентность различных геодинамических режимов. По мнению И.И. Абрамовича [1998] это объясняется зависимостью рудогенеза прежде всего от глубинных РТ условий на уровне генерации рудоносных магм и флюидов, которые оказываются сходными в определенных зонах различных обстановок или на разных стадиях их развития. Рудоносные вулканогенно-осадочные формации, вмещающие колчеданно-полиметаллические месторождения, могут образовываться в континентальных и межконтинентальных рифтах; зонах спрединга океанов и задуговых бассейнов; внутридуговых и тыловодужных трогах; <внеостроводужных рифтах> [Миронов и др., 1999]. Диагностика подобных обстановок для древних колчеданоносных провинций достаточно сложна. При этом необходимо учитывать максимально разнообразный объем геологической информации.

В настоящее время среди исследователей преобладает мнение, что девонский вулканогенно-осадочный комплекс Рудного Алтая сформировался в пределах энсиалической островной дуги [Ротораш и др., 1982; Филатов, Ширай, 1975; 1988; Филатов, 1999; Гаськов и др., 1999; Дистанов, Гаськов, 2000; Владимиров и др., 2003 и другие]. Однако последние, как правило, содержат дифференцированные базальт-андезит-риолитовые серии, и такая серия фаменского яруса слагает полосу на западе Рудного Алтая, однако она и базальтовая серия нижнего карбона являются практически безрудными.

Вулканиты рудоносной девонской базальт-риолитовой формации Рудного Алтая, большинством исследователей относятся к известково-щелочной серии. Отсюда делается вывод об образовании их в пределах девонской островодужной системы. Магматические породы всегда широко использовались в качестве комплексов-индикаторов геологических, тектонических и геодинамических обстановок развития земной коры. С появлением новой геологической парадигмы - тектоники литосферных плит, роль магматизма как индикатора геодинамических обстановок резко возросла, и нередко проявление того или иного типа магматизма стало являться единственным и достаточным основанием для установления той или иной геодинамической обстановки. Сформировались ставшие уже привычными штампы: если есть известково-щелочной магматизм, значит это островная дуга. Очевидно, что такое использование магматических пород в качестве однозначно интерпретируемых индикаторов приводит к ошибкам и не вызывает доверия [Короновский и др., 2002].

Как было показано выше, только некоторая часть вулканитов базальт-риолитовой формации может быть отнесена к породам известково-щелочной серии. На ранних стадиях вулканизм носил также субщелочной и щелочной характер, и его эволюция протекала в направлении к толеитовому типу, что проявлено в химизме как кислых, так и основных вулканитов. Для базальтов раннего цикла вулканизма характерна неопределенность сериальной принадлежности, которая является одним из признаков их формирования в обстановке континентального рифтогенеза [Миронов и др., 1999].

Одним из доказательств островодужной природы базальт-риолитовой формации является традиционное отождествление руд полиметаллического пояса Рудного Алтая с типом куроко, который сформировался в раннем - среднем миоцене в узком троге Японской энсиалической дуги [Еремин и др., 1986; Авдонин, 1998 и др.]. Однако при сходстве морфологии рудных тел, залегающих среди туфов и риолитов согласно с сопутствующими осадочными породами, тесной пространственной связью с вулканокупольными структурами, расположенными в изометричных палеодепрессиях, есть существенные отличия в эволюции магматизма, составе руд и вулканитов Рудного Алтая и района Хокуроку.

Во-первых, в Японии магматизм носит отчетливый гомодромный характер, а на Рудном Алтае антидромный. Вулканогенный разрез района Хокуроку начинается шаровыми базальтами [Geology , 1974; Смирнов и др., 1968], в то время как на Рудном Алтае исключительно риолитами, риолитовыми игнимбритами и туфами. Во-вторых, в разрезе Хокуроку обычны андезиты, крайне редкие в составе базальт-риолитовой формации Рудного Алтая. Верхние части разреза Хокуроку сложены в основном дацитами, которые перекрываются туфами риолитов, при этом объем кислых пород в районе Хокуроку существенно меньший, а основных больший, чем на Рудном Алтае, где разрез завершается базальтами. В-третьих, ранние стратиформные залежи Хокуроку сложены медноколчеданными рудами, а поздние - свинцово-цинковыми [Horikoshi, 1986], в то время как на Рудном Алтае соотношения прямо противоположные. Кроме того, как отмечают Г.Н. Щерба и др. [1984] руды алтайских месторождений отличаются от руд куроко существенными вариациями соотношений Cu, Pb, Zn и широким спектром сопутствующих элементов: Ba, Sb, As, Bi, Se, Te, Mo, Mn, Ag, Au, Cd, In при относительно низких содержаниях Co и Ni. Авторы отмечают, что <вещественное и минеральное различие, агрегативность и различные физические свойства руд, элементы-спутники, иной состав рудогенерирующих вулканитов и самих руд - все это веские основания, чтобы сохранить алтайский тип как самостоятельный и не подгонять искусственно наши реальные исторические объекты к зарубежным образцам>. В одной из последних работ В.В. Авдонин и Н.Е. Сергеева [2000], анализируя состав элементов-примесей в возрастных рядах колчеданно-полиметаллических месторождений Рудного Алтая, сделали вывод, что <о подобии месторождений куроко и рудноалтайских говорить не приходится>. Очевидно, что геодинамическая обстановка образования контрастной базальт-риолитовой формации Рудного Алтая отличалась от островодужной, в которой сформировалась базальт-андезит-дацит-риолитовая формация, вмещающая оруденение типа куроко.

В пользу островодужной природы базальт-риолитовой формации приводится также латеральная зональность в распределении щелочей [Филатов, Ширай, 1988; Филатов, 1999]. Выделяется калиевая, калиево-натриевая и натриевая субформации, причем смена их происходит в направлении с юго-востока на северо-запад. В связи с этим проводится аналогия с распределением щелочей в вулканитах островных дуг. Однако в пределах Лениногорского района смена типа щелочности происходит вверх по разрезу базальт-риолитовой формации. Псевдолатеральная зональность базальт-риолитовой формации Рудного Алтая объясняется тем, что в различных районах развиты рудоносные разрезы разного возраста: более молодые на северо-западе и более древние на юго-востоке. Таким образом, зональность в распределении щелочей имеет вертикальный характер и не может быть удовлетворительно объяснена с позиций ее надсубдукционного происхождения.

С целью уточнения геодинамической обстановки образования базальт-риолитовой формации были роанализированы образцы наименее измененных базальтов из нижней и верхней частей разреза ильинской свиты а также базальт из верхней части разреза успенской свиты. От типичных островодужных базальты отличаются повышенным содержанием Ti, Y, Nb, приближаясь, таким образом, к породам спрединговых и внутриплитных обстановок. Базальты нижней части разреза формации, относящиеся к известково-щелочному типу, характеризуются повышенными концентрациями K, Rb, Cs, Zr, Ba, Sr, Nb, Th, легких REE и пониженными - Fe, Cr, Ni, Co, тяжелых REE по сравнению с базальтами верхней части. В целом по содержанию элементов ВЗИ базальты близки к N-MORB, но характеризуются повышенными концентрациями элементов КИР (рис. 1). Однако в процессе эволюции магматизма количество последних заметно уменьшается, в то время как содержания элементов ВЗИ практически не изменяется. По соотношению Zr-Y, Zr-Nb-Y, Th-Hf-Nb первая группа образцов фиксирует внутриплитную обстановку, в то время как толеитовые разности указывают на обстановку, приближающуюся к MOR (рис. 2).

В спектрах редких земель кислых лав отсутствует Eu аномалия, в то время как в субвулканических риолитах она ярко выражена. Это говорит о том, что лавы не испытали процессов кристаллизационной дифференциации в отличие от субвулканических риолитов. Все типы кислых пород характеризуются повышенными концентрациями тяжелых редких земель, что может указывать на их рифтогенную природу.

Для понимания геодинамических условий образования базальт-риолитовой формации Лениногорского района и в целом Рудного Алтая существенное значение имеют следующие факты.
1) Рудоносная базальт-риолитовая формация Рудного Алтая формировалась в три стадии: эмс-эйфельскую; живетско-раннефранскую; позднефранско-раннефаменскую. В соответствии с этим возрастным рядом закономерно меняется характер слагающих ее вулканитов от ранних калиевых до поздних натриевых а также состав руд от ранних барит-полиметаллических к поздним медно-цинковым [Авдонин, 1998].
2) Детальный палеовулканологический и палеофациальный анализ показал, что образование базальт-риолитовой формации происходила в районе, расчлененном на блоки (поднятия и прогибы), одни из которых характеризовались бурным проявлением вулканизма, а другие накоплением осадочных и вулканомиктовых пород, при этом активный вулканизм мигрировал с юго-востока на северо-запад (в современных координатах) [Авдонин и др., 1982]. Например, в пределах современных границ Лениногорского рудного поля в ходе формирования лениногорской, крюковской, ильинской и сокольной свит отложилось около 150 км³ вулканического материала, из которых 100 км³ приходится на продукты эксплозивной деятельности, а 50 км³ - эффузивной. Общий объем терригенных пород не превышает 30 км³ [Попов и др.,1995].
3) Развитие девонской палеоструктуры Рудного Алтая сопровождалось нарастанием глубоководности осадконакопления. О субаэральных условиях вулканизма в раннем девоне свидетельствует широкое распространение эксплозивных образований, красноцветность части вулканитов и ассоциирующихся с ними осадочных пород. Начиная с позднего эмса - раннего эйфеля отчетливо проявились субмаринные и морские условия, выразившиеся в зеленокаменном перерождении вулканитов, значительном распространении алевролитов, часто известковистых и кремнистых, среди которых встречаются разновидности, содержащие радиолярии [Фромберг и др., 1983]. Все это свидетельствует о расширении и углублении бассейна осадконакопления [Попов и др., 1995].
4) Кислые вулканиты являются всегда более ранними и оторванными по времени от основных. Они выполняют крупные вулканотектонические депрессии (Лениногорская грабен-синклиналь) и представлены в подавляющем большинстве игнимбритами. Перекрывают их базальты, как толеитовые, так и известково-щелочные, субщелочные и щелочные.
5) В процессе эволюции наблюдается антидромная тенденция развития магматизма, которая является индикатором разрушения и деструкции континентальной коры [Фролова, Бурикова, 1997].
6) Под Рудным Алтаем установлены гребневидные поднятия поверхностей М и К до 38 и 22 км соответственно, против 50-55 и 26-30 км в Горноалтайской и Калба-Нарымской зонах [Щерба и др.,1984].

В связи с этими фактами, а также с учетом петрохимических и геохимических особенностей вулканитов контрастной формации было высказано мнение, что она формировалась в обстановке рифтогенеза на окраине каледонского Алтае-Саянского континента [Демина, Промыслова, 2001]. На рифтогенную природу базальт-риолитовой формации Рудного Алтая указывали Г.Н. Щерба [1957, 1983], Г.Н. Щерба и др., [1984], Г.Ф. Яковлев и др. [1975; 1978, 1984]. Какова же причина рифтогенеза?

Для того, чтобы ответить на этот вопрос обратимся к геодинамической эволюции Алтая, которая в настоящее время трактуется с позиций постепенного сближения Казахстанской и Сибирской плит, между которыми в раннем-среднем девоне существовал Обь-Зайсанский океан с зоной спрединга, зафиксированной Чарским поясом офиолитов. Считается, что палеоокеан взаимодействовал с Сибирским и Казахстанским континентами, поворачивающимися друг относительно друга по часовой стрелке, посредством косых субдукционных зон: Рудноалтайской и Жарма-Саурской [Владимиров и др., 2003]. Однако, как было показано выше, формировавшаяся в это время контрастная базальт-риолитовая формация по петрогеохимическим признакам не может быть однозначно отнесена к островодужной. Кроме того, из анализа палинспастических реконструкций Центральной Евразии, проведенных большой группой геологов [Балуховский, Буш, Волков и др., 2000; Филиппова и др., 2001] следует, что спрединговый хребет Обь-Зайсанского океана не продолжался на СВ выше палеошироты Рудного Алтая, а его закрытие происходило именно с северо-востока (в палеокоординатах). В связи с этим было высказано предположение, что рудоносные вулканогенно-осадочные толщи Рудного Алтая формировались, начиная с эмса в зоне перехода: океанический рифт оси спрединга Обь-Зайсанского палеоокеана - континентальный рифт в пределах Алтае-Монгольского блока [Короновский и др., 2003; Промыслова, 2003, 2004, 2005]. При этом девонский рифтогенез проявился не только в пределах Рудного Алтая, а также в сопредельных территориях Горного Алтая и всей центральной части Алтае-Саянской складчатой области и охватил район длиной более 2000 км и шириной до 200 км [Парначев и др., 1996], вполне сопоставимый с Провинцией Бассейнов и Хребтов запада США. Этот вывод согласуется с мнением Г.Н. Щербы и др. [1984], что в раннем-среднем девоне на месте Рудного Алтая существовало крупное внутриконтинентальное море, которое, судя по фауне, сообщалось с океаном.

С позиции предлагаемой геодинамической обстановки субпараллельные разломы фундамента можно рассматривать в качестве трансформных. Практически одинаковые расстояния между ними (около 40 км) весьма близки к таковым для Калифорнийского залива и рифта Красного моря. Доказательством того, что ось спрединга Обь-Зайсанского палеоокеана достигала границ Рудного Алтая, является наличие фрагментов офиолитовой ассоциации в узкой полосе вдоль Иртышской зоны смятия [Щерба и др., 1984].

Иртышская зона смятия, которая многими исследователями отождествляется с ископаемой зоной Заварицкого-Беньоффа, является крупным левым сдвигом, возникшим, как и Северо-Восточная, в позднем карбоне - ранней перми на коллизионном этапе [Добрецов и др., 1995; Буслов и др., 2003]. Наиболее древний возраст минералов из метаморфитов зоны, определенный K-Ar и Rb-Sr методами составляет 300 млн. лет, что соответствует позднему карбону [Лапин и др., 2000]. Кроме того, характер термодинамического режима метаморфизма пород Иртышской зоны смятия резко отличается от режима зон субдукций, в которых развиты низко- и среднеградиентные метаморфические комплексы (10-40^oС/км). Для Иртышской зоны смятия геотермический градиент равен 60-70^oС/км [Демин, Демина, 1985], что отвечает именно коллизионной обстановке.

С позиции модели формирования базальт-риолитовой формации в зоне перехода океанический рифт - континентальный рифт становится понятной возрастная миграция вулканизма с юго-востока на северо-запад (в современных координатах). Поскольку в раннем-среднем девоне край Алтае-Монгольского континентального блока имел СВ-ЮЗ ориентировку [Буш, Филиппова, 2000], то поворот его вместе с Сибирской платформой по часовой стрелке относительно оси спрединга Обь-Зайсанского океана вполне мог обусловить подобную миграцию.

К концу карбона Обь-Зайсанский океан полностью закрылся. Однако уже в фамене, когда образовалась дифференцированная андезит-дацитовая пихтовская свита, зона спрединга в его пределах отсутствовала [Буш, Филиппова, 2000]. Геодинамическая обстановка формирования пихтовской свиты соответствовала псевдосубдукционной в понимании В.Е. Хаина [2003]. При этом полного <заклепывания> бассейна с корой океанического типа не произошло. Остаточный бассейн заполнился мощными осадками, залегающими непосредственно на коре океанического типа (Калба-Нарымская зона).

Современные аналоги девонской палеоструктуры Рудного Алтая

В качестве наиболее близкого современного аналога девонской палеоструктуры Рудного Алтая и сопредельных территорий можно рассматривать Калифорнийский залив и Провинцию Бассейнов и Хребтов. Раскрытие Калифорнийского залива связано с надвиганием Северо-Американского континента на срединно-океанический рифтовый пояс [Henry and Aranda-Gomez, 2000; Jones at al., 1992]. Это привело к широкому развитию процессов растяжения в позднем кайнозое на западе США и формированию контрастной базальт-риолитовой формации. Обнаруживается поразительное сходство эволюции девонского магматизма Рудного Алтая и позднекайнозойского Калифорнийского залива и Провинции Бассейнов и Хребтов. Как и на Рудном Алтае в составе формации преобладают кислые разности, которые всегда более ранние и оторваны во времени от основных [Кузьмин, 1985]. Они выполняют крупные вулкано-тектонические депрессии, образуя игнимбритовые поля риолитов, с которыми связаны мелкие тела субвулканических пород. Среди перекрывающих их базальтов встречаются как известково-щелочные, субщелочные, так и толеитовые разности, близкие по составу к N-MORB. Последние приурочены к областям максимального растяжения: осевым частям грабенов; центральным частям северо-запада и бортам Калифорнийского залива. Наблюдается также сходство петрохимических особенностей девонских базальтов Лениногорского рудного поля и неоген-четвертичных базальтов северо-западной части района Калифорнийского залива, а также характера оруденения обоих районов. В Провинции Бассейнов и Хребтов известны проявления сульфидных золото-серебряных руд. Крупнейшее на Рудном Алтае Риддер-Сокольное месторождение Лениногорского района было обнаружено по выходам богатых окисленных руд именно такого типа.

Сульфидные постройки (около 100) выявлены во впадине Гуаймас, расположенной в центре Калифорнийского залива. Они представляют собой холмы высотой до 10 и диаметром до 50 м и сложены медно-цинково-колчеданными рудами [Кронен, 1982; Peter, Scott, 1988]. В северной части залива на продолжении трансформных разломов в пределы Калифорнийского бордерленда известны проявления барита, часто с сульфидами в виде цепочек холмов высотой до 3-х метров [Cortessii, Longinelli, 1972].

Близкий к рудноалтайской базальт-риолитовой формации характер эволюции магматизма установлен при раскрытии рифта Аденского залива. К.Д. Кокс и др. [1993] выделяют три фазы бимодального магматизма, что полностью соответствует ситуации на Рудном Алтае. Наиболее ранняя из них началась 31-26,5 млн. лет тому назад с извержения риолитовых игнимбритов и следующих за ними щелочных, субщелочных и известково-щелочных базальтов. Так же, как и в пределах Лениногорского района в верхних частях разреза развиты дайки и силлы основного состава. Вторая стадия магматизма (25-15 млн. лет тому назад) проявилась внедрением тел гранитов и габброидов. Третья стадия бимодального магматизма наступила 6,5 млн. лет тому назад [Manetti et al., 1991]. В настоящее время выделяется Красноморско-Аденский пояс со стратиформной полиметаллической минерализацией [Основы металлогенического анализа , 1995] В бортах межматерикового рифта известны стратиформные миоценовые свинцово-цинковые месторождения, а также месторождения марганца. Например, по западному побережью Красного моря в пределах Египта раннемиоценовые свинцово-цинковые месторождения образуют пояс длиной 250-300 км и шириной 50 км, вытянутый вдоль северо-западных разломов, возникших в условиях растяжения при формировании грабена Красного моря [Попов, 1980]. Современное рудообразование во многочисленных впадинах моря имеет медно-цинковый характер [Бутузова, 1998], т.е. возрастная зональность состава руд месторождений аналогична таковой для Рудного Алтая.