Бесплатный автореферат и диссертация по геологии на тему

Магматизм и рудоносность Северо-Западной части главного пояса гранитоидных батоликов Северо-Востока СССР

ВАК РФ 04.00.08, Петрография, вулканология

Автореферат диссертации по теме "Магматизм и рудоносность Северо-Западной части главного пояса гранитоидных батоликов Северо-Востока СССР"

МОСКОВСКИЙ ОРДЕНА ЛЕНИНА, ОРДЕНА ОКТЯБРЬСКОЙ РЕВОЛЮЦИИ И ОРДЕНА ТРУДОВОГО КРАСНОГО ЗНАМЕНИ ГОСУДАРСТВЕННЫЙ УНИВЕРСИТЕТ ИМЕНИ М. В. ЛОМОНОСОВА

Геологический факультет Кафедра петрологии

На правах рукописи

УДК 552.321.1+553.3:

551.263.0367.038

(571.56)

НЕКРАСОВ АЛЕКСЕЙ ИВАНОВИЧ

МАГМАТИЗМ И РУДОНОСНОСТЬ СЕВЕРО-ЗАПАДНОЙ ЧАСТИ ГЛАВНОГО ПОЯСА ГРАНИТОИДНЫХ БАТОЛИТОВ СЕВЕРО-ВОСТОКА СССР

Специальность: 04.00.08 — петрография, вулканология

АВТОРЕФЕРАТ

диссертации на соискание ученой степени кандидата геолого-минералогических наук

МОСКВА 1993

Работа выполнена на кафедре петрологии геологического факультета Московского государственного университета имени М.В.Ломоносова.

Научный руководитель: доктор reoлого-минералогических наук, академик А.А.Ыаракушев

Официальные оппоненты:

доктор геолого-шшералогических наук

Г .П.Зарайский (ИЭЫ РАН)

доктор reoлого-минералогических наук

И.Н.Кигай (ИГЭЫ РАН) '

Ведущая организация: Центральный, Научно-исследовательский Геолого-разведочный институт (ЦНИГРИ) (г.Москва).

Защита состоится "25я ежЬракШ 1993 г. в /3е* час. && мин. в аудитории 4-6i' на заседании специализированного ученого Совета К.053.05.08. по петрологии, геохимии и геохимическим методам поисков месторождений полезных ископаемых геологического факультета Московского государственного университета.

Адрес: II9899, г.Москва, Ленинские горы, МГУ, геологический факультет.

С диссертацией можно ознакомиться в библиотеке геологического факультета МГУ (зона "А", 6 этаж).

Автореферат разослан " 26" яа^уя 1993 г.

Ученый секретарь

Специализированного Ученого Совета старший научный сотрудник

А.М.Батанова

ВВЕДЕНИЕ

Настоящая работа - итог восьмилетних детальных и региональных исследований геологического строения, структуры, магматических образований и рудных месторождений в бассейнах рек Яны и Индигирки. Наиболее детально изучена автором Северо-Западная часть Главного пояса гранитоидннх батолитов Северо-Востока СССР (бассейн р. Туостах, Селениях, и Неннели - хр. Тас-Хаях-Тах, Хадараньинский и Курундя, принадлежащие горной системе Черского). Этот район включает в себя все основные структурно-формационннэ элементы Верхояно-Чукотской складчатой системы и характеризуются развитием благородно-редкомэтального орудене-ния. В значительной степени, на результатах изучения этого района, а также привлечения данных по другим районам Верхояно-Колымской складчатой области базируются вывода данной работы.

" Цель и задачи исследования. Главная цель работы - создание на современном уровне знаний модели, в которой проблема взаимосвязи эндогенного оруденения и позднемезозойского грани-тоидного магматизма рассматривается на фоне общей вещественной и металлогенической эволюции региона. Это потребовало решения нескольких задач в определенной последовательности, что обусловило несколько нетрадиционную компоновку разделов работы.

Создание геодинамической модели развития осадочных и магматических формаций региона на основе представлений о коллизионной природе Северо-Востока России определялось задачей расшифровки генезиса и формационной принадлежности гранитоидных массивов северо-западного окончания Главного батолитового пояса.

В процессе создания такой модели, выявилась закономерная вещественная эволюция земной коры, региона во времени и пространстве, что определило возможность рассмотрения обще! металлогенической эволюции региона и места в ней благородно-редко-метального оруденения пространственно ассоциирующегося с поздне-мезозойскими гранитоидами. Определение характерных особенностей минералогии благородно-редкометальных проявлений диктовалось задачей: проследить эволюцию рудоносных флюидов на постмагматическом и гидротермальном этапе. Это необходимо для последующей реконструкции поведения флюидно-магматической системы.

Только после этого стало возможным рассмотреть причинную взаимосвязь эндогенного оруденения и конкретных типов гранитоид-

ных интрузивов, предложить общую схему генезиса гранитоидов.

Это в свою очередь определило задачи экспериментального обоснования выводов,полученных при геологических и минералогических исследованиях. Эти задачи состояли в экспериментальной проверке принципиальной возможности формирования гранитоидов за счет палингенеза-и магматического замещения гетерогенных, преимущественно песчано-сланцевых сери! пород в присутствии водно-солевого флюида близкого к природным; изучению поведения висмута и золота в расплаве, сосуществующих с ним кристаллических и закалочных фазах, а также распределении висмута и золота между расплавом и сложным солевым флюидом.

Актуальность теш определяется необходимостью'комплексного подхода к задачам теологического и металлогенического картирования с учетом современного уровня развития учения об островных дугах, континентальных окраинах и коллизионных магматических поясах. Это связано с начавшимся выпуском новой серии геологических карт 1:200 ООО масштаба и проводимой в регионе съемки масштаба 1:50 ООО. "Морально" устаревшие карты 50-60* годов уже не могут служить цели планомерного изучения рудных районов и поисков новых промышленных объектов. Изучение характера взаимоотношений редкометального оруденения с различными осадочными и магматическими струкгурно-формационными комплексами позволяет подойти к решению задач генетической и эволюционной металлогении - разделов геологических знаний, бурно развивающихся последние годы. Металлогеническая зональность и минерально-геохимические особенности оруденения, связанного с определенными геодинамическими обстановками и конкретными осадочными и магматическими телами, позволяет подойти к решению задачи "экспертной" оценки рудных районов, не требующей значительных затрат на предварительные поисково-оценочные работы. Последнее •приобретает особое значение в настоящее время,.во-первых в связи с исчерпанием золото-редкометальных объектов, обнаженных на современной поверхности эрозионного среза; во-вторых с переносом основной тяжести в разработке редкометальных объектов на Северо-Восток России в связи с потерей источников добычи золота, серебра, вольфрама и т.д. в Средней Азии и Казахстане.

Фактический материал д методы исследований.

Основной фактический материал собран автором при участии в съемочных, поисковых и тематических работах в партиях Янской

ГРЭ Якутского ДГО в период с 1983 по 1991 г. Это более десяти детальных разрезов -через основные складчатые структуры и интрузивные массивы, отбор геохимических, минералогических, диалогических проб, образцов для исследований микроскопическими методами. В период с 1988 по 19У1 год автором проводились также экспериментальные исследования в ИЗЛ АН СССР и на кафедре петрологии геологического факультета МИГ. Всего в работе использовано более 150 полных силикатных анализов гранигоидов и вмещающих пород (выполнено в ДВГИ ДО АН СССР); более 150 количественных спектральных анализов на 12 рудных компонентов (выполнено в ДВГИ ДО1АН СССР); около IG0 качественных спектральных анализов на 44 рудных элемента (выполнено в ЯнГРЭ Якутского ПГО); около ТОО атомно-абсорбционпых, нейтронно-активационных и рент-гено-радиометрических анализов руд на золото, серебро, висмут, кобальт, никель, селен, теллур и др. элементы (выполнены в ЯнГРЭ Якутског.о ПГО); около 50 микрохимических анализов стекол (ДВГИ ДО АН СССР); более 2000 микрорентгеноспектральных анализов породообразующих и рудных минералов, а также экспериментально полученных стекол и кристаллов (выполнены в ЯФ СО АН СССР, ДВГИ ДО АН СССР, 1ЩИГРИ Мангео СССР, ИЗЛ АН СССР, на кафедрах минералогии и петрографии ЙУ). Большинство мшсрорентгено-спектральных анализов принадлежит сложным искусственным стеклам и природным минералам, среди которых есть очень редкие и новые фазы с золотом, селеном висмутом и др. элементами. Изучено около 300 прозрачных и 60 прозрачно-полированных шлифов магмати- . ческих, осадочных и гидротермально-метасоматических пород, по 40 шлифам подсчитан количественно-минеральный состав. Также изучено более 200 полированных шлифов и протолочек руд различных месторождений района. Кроме того использованы данные пред-иествувщих исследователей: Вишневского А.Н., Дубовикова I.K., Дорофеева A.B., Заусаева А.Ф., Соловьева В.Н., Соловьева М.Н., Шошина В.В. и др., включающие более 30 силикатных анализов пород, 20 определений абсолютного возраста К-Дг-м методом, многочисленные анализы акцессорных, литогеохимических и рудных проб; описание геологических разрезов и интрузивных образований, характеристики различных месторождений. При расчете системы алюмосиликат-водносолевой флюид было использовано около 500 анализов древних и современных океанских пород, приведенных в различных литературных источниках. Положения'работы обсужда-

иись автором с членом-корреспондентом И.Я.Некраеовым, докторами геолого-минералогических наук Г.Н.Гамаяниным и Л.М.Парфеновым, старшим научным сотрудником ИЭМ АН СССР Р.А.Некрасовой.

Научная новизна работы:

1. Впервые для региона на основе плейт-тектонической концепции, показана закономерная эволюция осадочных и магматических комплексов во взаимосвязи с эволюционной и генетической металлогенией. Показана гетерогенность строения коллизионного пояса хрЛерского, присутствие в его составе одновозрастных структурно-вещественных комплексов, принадлежащих различным структурным элементам. Впервые выделены докембрийские и палеозойские структурно-вещественные комплексы активных континентальных окраин островных дуг и эпиколлизионных поясов. Показана эволюция земной коры региона в позднедокембрийское-фанеро-зойское время, выраженная в закономерном изменении вещественного состава и условий формирования магматических и осадочных комплексов.

2. Предполагается и экспериментально обосновывается возможность формирования некоторых гранитоидных батолитов Главного пояса за счет палингенеза и магматического замещения гетерогенных, преимущественно песчано-сланцевых толщ верхних горизонтов земной коры в зонах сквозькоровых надвигов. Показано, что такие гранитоиды относятся к активационному геохимическому типу, т.е; связь магматизма и оруденения опосредована через руд-•но-флюидные системы. Выявлена зависимость характера оруденения от состава флюидных систем, генерируемых гранитоидами; соотношения летучиых компонентов в них. Впервые показана латеральная зональность оруденения разных типов гранигоидов, объяснимая изменениями характера фракционирования летучих в зонах сквозькоровых надвигов по направлению к Сибирской платформе.

3. Впервые для сложной системы алюмосиликат-водно-солевой флюид, близкой к природным, получены коэффициенты распределения золота и висмута между расплавом и флюидом. Впервые получены также коэффициенты распределения золота и висмута между двумя несмешивагацимися расплавами. Показано концентрирование золота

и висмута на кинематической стадии экспериментов в кристаллах железо-магниевых пироксенов и высокотемпературных закалочных фазах.

4. Впервые доказана первичная химическая неоднородность

сложных алюмосиликата стекол. Показана зависимость этой неоднородности от времени плавления стекол и давления в системе. На основе релаксационной теории стеклования качественно объясняется физическая сущность характера зависимости химической негомогенности от времени плавления.

Защищаемые положения

1. Установлена гетерогенность строения коллизионного пояса хр. Черского - присутствие в его составе одновозрастных вещественных комплексов, принадлежащих разным структурным элементам, сформированным в различных геодинамических обстановках.

2. Доказана закономерная эволюция во времени однотипных, но разновозрастных структурно-вещественных магматических комплексов региона, выраженная в увеличении кремнекислотности и

К А|с) отношения.

3. Показана принадлежность рудных месторождений пространственно ассоциирующих с гранитоидными батолитами • северо-западного окончания; Главного пояса золото-кварцевой малосульфидной

и золото-редкометальной формациям. В отдельных случаях на руды этих формаций наложена .золото-серебряная минерализация, что позволяет относить такие месторождения к золото-серебро-полиметаллической полигенной формации.

4. На основе изучения геологического строения, структурной позиции, петрографических и петролого-геохимических особенностей Куреньинского и Хадараньинского гранитоидных батолитов, показана принципиальная возможность формирования гранитоидов

за счет палингенеза и магматического замещения, гетерогенных, преимущественно осадочных толщ, верхних горизонтов земной коры в зонах сквозькоровнх надвигов коллизионного пояса.

5. Выявлена эволюция флпидно-силикатной системы, моделирующей плавление осадочных пород при Р-Т условиях, характерных для зоны коллизии. Состав алюмосиликатной системы при П00°С

и 2 кбар, приближается к гранитной эвтектике за счет преимущественного выноса в раствор избыточных железа, кальция и магния

(Крре =1.65; Кр Са -0.42; Кр М g - 0.25). Экспериментально

получены равновесные коэффициенты распределения петрогенных и летучих компонентов, а также золота и висмута (Кр flu-5.85; Кр Б i =2.22 - в пользу раствора).

6. Показано, что среди двух несмешиваадихся расплавов в

железисто! ( РеО - 26$) алюмосиликатной системе золото и висмут концентрируются в железистом, более основном составе (Кр flu =6.00; Kpßi- =9.67). Входе экспериментов доказано преимущественное экстрагирование золота и висмута сернисто-хло-ридным флюидом из стекол среднего состава и кислого состава повышенной основности. Показано избирательное концентрирование золота и висмута на кинетической стадии флюидно-магматического взаимодействия в кристаллах железо-магниевых пироксенов сосуществующих со стеклом, а также во внутренних высокотемпературных зонах флюидно-силикатной системы.

7. Показаны физико-химические и термодинамические причины первичной химической негоыогенности сложносоставных алюмосили-катных стекол. Показаны закономерности изменения размеров и химического состава областей неоднородности в зависимости от увеличения давления и времени плавления стекол. Химическая неоднородность изменяется в сторону контрастного накопления SlOg , Fe о , MgO, Р2О5- с одной'стороны и Ca 0 , Na20 , К2.О 0 Другой стороны, при инертном поведении алюминия.

'Практическое значение работы.

I. На основе фациального и структурно-формационного анализа в коллизионном поясе хр. Черского выделены одновозрастные осадочные комплексы, принадлежащие разным структурным элементам (островным дугам, континентальным окраинам Сибирского и Кошмо--Омолонского континентов). По литературным данным (Недосекин, Шходзинский, 1991) и результатам исследований автора выделены три близковозрастные группы гранитоидных интрузивов разной глубинности и генезиса,1 совмещенные в современном эрозионном срезе хр.Черского. Показана связь с каждой из этих групп определенного оруденения. Все это позволяет на новом уровне проводить reo лого-съемочные и поисковые работы в регионе.

■ 2. Разработана методика получения "максимально" гомогенных алшосиликатных смесей сложного состава, что повышает точность экспериментальных данных.

'Апробация работы. Результаты исследований изложены в отчете "Поиски золота масштаба 1:50 ООО, в долине р.Неннели (Бата-гай, 1989). По теме диссертации подготовлено 3 статьи.

Объем работы. Текст,диссертации включает введение, заключение и четыре раздела общим ■ объемом i$S" страниц машинопио- . ного текста; 78 таблиц, 92 рисунка и микрофото; 12 текстовых и

табличных приложений и список литературы, содержащий 420 наименований.

Структура работы.

Раздел I Структурно-вещественные комплексы и геодинамическое развитие Яно-Индигирского междуречья.

Раздел 2 Благородно-редкометапьное оруденение северо-западной части хр. Тао-Хаях-Тах.

Раздел 3 Позднемезозойские гранитоиды Главного батолито-вого пояса северо-западной части хр.Черского.

Раздел 4 Изучений распределения петрогенных компонентов, золота и висмута во флюид-аиомосилшсатной системе близкой к природной.

Краткое содержание работы

С целью рассмотрения проблемы взаимосвязи рудоносности с позднемезозойским гранитоидным магматизмом, в контексте общей эволюции'вещества (процессов седиментогенеза, магматизма, рудообразования) была проведена реконструкция геодинамических режимов для большей части Верхояно-Колымской системы в поздне-докембрийское-фанерозойское время.

В основу модели положен плейт-тектонический принцип горизонтальных перемещений крупных литосферных блоков с их глубокими (400-700 км) "корнями" (Кропоткин, 1989} на расстояния меньшие, или сопоставимые с их размерами (Милановский, 1991; Хаин, Зверев, 1991), что подразумевает взаимосвязанное развитие всей восточно-азиатской части страны. Рассмотрены события, характеризующие взаимодействие трех крупных структурных единиц -Сибирского континента, Колымо-Омолонского микроконтинента и Верхоянского палеоокеана.

Метод выявления палео-геодинамических обстановок заключался в реконструкции для каждого этапа латеральных рядов основных структурных элементов (континентальных окраин разных типов, островных дуг и др.) и выделения в их составе, на основе лито-фадиального и формационного анализа, характерных структурно-вещественных комплексов. Идентификация принадлежности магматических пород региона тоаду или иному структурно-вещественному комплексу включала сравнение с магматитами, точно привязанными к определенной геодинамической обстановке (рис. I).

Рис.1.

Диаграммы щэлочность-креынекислотность (1.1. - Кг 0 /N<32 О - БЮг ; остальные - К2 0 + МсЗ^О — БЮг ) магматических комплексов региона

1.1.

ЗС.

48 60

72 80 1.3.

48 64

сп I ЕЗ 2 со 3

пз2 ЕЗЗ

80

1.4.

1.5.

1

2

48 60 72

1

2

53 6Г~

Рис.1. Диаграммы щелочность-кремнекислотность для магматических структурно-вещественных комплексов.

1.1. - Позднедокеыбрийские-рифейские вулканиты Омолонского мао-сива-(1); тренд их дифференциации-^); средний химический состав магматических пород Охотско-Чукотского пояса-(З):

1.2. - среднепалеозойские магматические порода Сеттв-Дабанскои -(I) и Хара-Улахской рифтовых'систем-(2); поля -I - сильнощелочная серия, Л-умеренно-щелочная серия, Ш - промежуточные составы; IT - толеитовая серия; (3) - линии, разграничивающие поля вулканитов толаитовой серии, серии высокоглиноземистых базальтов и щелочных пород (Куно, 1970); 1.3. - среднепалеозойские вулканиты кедонской серии Омолонского тассива-(1); (2} - тоже, что и (2) на рис. I.I; (3) - тоже, что и (3) на рис. 1.2.;

1.4. - вулканиты кенкельдинской свиты-(1); толеиты вулкана Тятя-(2): 1.5. - среднепалеозойские вулканиты Омулевского под-нятия-(1); вулканиты Курило-Кашатской дуги-(2): 1.6. - магматические породы увязкйнской толщи хр. Apra-Tac-(I)» магматические породы котловин Японского моря-(2); 1.7. - средний состав раннекаменноугольных габброидов хр. Тас-Хаях-Тах (I); (2) -тоже что и (5) на рис. 1.6.; 1.8. - мезозойские вулканиты Ала-зейского плоскогорья; 1.У. - позднеюрские плагиограниты. диоритовые порфириты, кварцевые диориты хр. Черского-(1); (2) -тоже, что и (2) на рис. 1.6.; 1.10. - вулканиты Уяндино-Ясач-ненского пояса; I.II. - позднемеловые' магматические породы хр.Тас-Хаях-Тах.

В дорифейское время в пределах региона выделяются следующие основные элементы и входящие в их состав структурно-вещественные комплексы.

1. Протерозойский Верхоянский палеоокеан - (нижняя толща протерозоя Уяндинского кряжа, сложенная амфиболитами, аыфиболи-товыми метасланцами с телами гипербазитов и разрезы протерозоя Котельническо-Дяховского района и о. Врангеля, представленные амфиболитами, джеспилитами, кварцато-сяандами).

2. Пассивная окраина Сибирского континента (субплатформенные карбонатно-терригенные разрезы Сетте-Дабана).

3. Ранне-среднепрогерозойская активная окраина Колымо--Омолонского континента (глаукофан-лавсонитовые сланцы Алазей-ского плоскогорья).

4. Позднепротерозойская пассивная окраина Колымо-Х)модонского континента (ортогнейсы, метапелиты, известняки Уяндинского блока, Полоусного хр. и Омулевского поднятия).

5. Позднедокембрийско-рифейский эпиколлизионный вулканический пояс. Колымо-Омолонского континента, связанный со сменой геодинамического режима в позднем протерозое (докембрийский комплекс кислых вулканитов Омолонского массива - рис. I.I).

Рифейско-вендский этап

1. Пассивная окраина Сибирского континента (терригенно-карбонатные толщи Сетте-Дабана, Селеняхского кряжа, Полуосного антиклинория).

Для нее характерны: широкий шельф с постепенным переходом к континентальному склону, фиксируемый сменой в восточном направлении мелководных карбонатных отложений более глубоководными терригенно-карбонатными, а также континентальный рифейский рифтогенез, генерирующий основной магматизм повышенной щелочности (рис.1.2).

2. Пассивная окраина Колымо-Омолонского микроконтинента (существенно терригевные разрезы Лриколымского и Омулевского поднятия), характеризуемая терригенным профилем осадконакопле-ния, "узкой" областью шельфа и крутым континентальным склоном

с "быстрой" сменой по латерали мелководных фаций на глубоководные.

Развитие региона в докембрийское время характеризовалось раскрытием Верхоянско падеоокеана с севера на юг, латеральным перемещением Колымо-Омолонского континента с поворотом его на 40-50° к юго-западу в современных координатах.

Ранне-среднепалеозойский этап ( € _ С± )

1. Пассивная окраина Сибирского континента (карбонатные, редко терригенно-карбонатные разрезы Сетте-Дабана, Хара-Улаха и отдельных тектонических чещуй Момского, Приколымского, Полоусно-го поднятий, хр. Тао-Хаях-Тах, Улахан-Тас и Селеняхского кряжа) - наследует все особенности рифейско-вендского этапа, включая рифтогенез, с которым связываются щелочные базальтоиды

хр. Хара-Улах. (рис. 1.2).

2. Раннепалеозойская (€ пассивная окраина Колымо-Омолонского континента - пестроцветные терригенно-карбонатные толщи Омолонокой "суши" и существенно терригенные тощи шельфа ¿.континентального склона, фиксируемые в составе тектонических чешуй Момского, Омулевского и Полоусного антиклинори-ев, хр. Тас-Хаях-Тах, Улахан-Тас и Селеняхского кряжа).

3. Среднепалеозойская ( Ог~ С± ) активная окраина Колнмо--Омолонского континента (карбонатно-яерригенные, туфогенные породы кресгикской свиты и учугейской толщи (I) 3 - С'1 ) Омолонско-го массива, терригенные толщи раннеордовикского-раннекамено-

угольного возрастов в отдельных тектонических "клиньях" хр.Тас--Хаях-Тах, Полоусного а Селеняхскаго кряжа), характеризуемая узким шельфом и резкими переходами от мелководных к глубоководным фациям. Активная континентальная окраина относится к Западно-Тихоокеанскому типу, что обусловлено существованием вулканической островной дуги энсиматического типа, в результате столкновения которой с Колымо-Омолонским континентом в конце девонского времени, сформировался наложенный континентальный эпи-коллизионный вулканический пояс.

Ранне-Среднепалеозойская островная вулканическая дуга.

В пределах региона прослеживаются фрагменты полного латерального ряда островной дути сложного типа с предпуговым хребтом или структурным поднятием.

а. Комплекс тылового прогиба (окраинного моря) Представлен увязкинской тощей ( Г>2 ) базальтов и туфогенных пород с мелкими телами гипербазитов, норитов и габброидов (рис.1.6) хр. Арга-Тас Ыомского антиклинория и отдельными тектоническими пластинами габброидов и габбро-амфиболитов хр. Тас--Хаях-Тах и Селеняхского кряна (рис«1.7)•

б. Островодужный комплекс представлен ордовикско-силурий-скими терригенно-вулканогенными разрезами Омулевского поднятия, в состав которых входят вулканиты, образующие непрерывный ряд от трахибазаяьтов до трахитов (рис.1.5); вулканогенными породами кенкельдинской и алазейской серий ( ± -2 ) Алазейского плоскогорья (рис.1.4); вулканогенным разрезом Шелиховского вулканического пояса (Устрицкий, 1975).

в. Комплекс преддугового-прогиба включает кремнисто-глинистую толщу франско-фаменского возраста, закартированную в отдельных блоках хр. Тас-Хаях-Тах.

г. Комплекс аккшдионного клина, выраженного поднятием (невулканической островной дутой). Нижний структурный этаж представлен тектоническим меланжем Мунилканского блока хр.Тас-Хаях--Тах. Верхний структурный этаж слагают эвапорятовые-карбонатные толщи с олистостромовыми горизонтами и биогермными постройками ордовикского-девонского возраста, установленные в пределах

хр. Тао-Хаях-Тах.

5. Эпиколлизионный вулканический пояс - представлен кедон-ской серией ( I) 2 - 5 ) Омолонского массива, включающей вулканиты преимущественно липарито-дацитового состава (рис.1.3).

6. Ложе Верхоянского палеоокеана - фиксируется присутствием пород офиолитовой ассоциации в составе тектонического меланжа хр. Тао-Хаях-Тах. и Селеняхского кряжа.

В целом ранне-среднепалеозойский этап характеризуется начавшимся процессом "закрытия" Верхоянского палеоокеана, формированием "пластичной", гетерогенной окраины Колымо-Омолонского микроконтинента, активностью крупных региональных нарушений северо-западного простирания .(система Мрпирского разлома и др.), ограничивающих главные структурные элементы.

Поздне-палеозойский-мезозойский этап

Характеризуется отмиранием Верхоянского палеоокеана, перемещением, уже к началу этапа, оси спрединга в Южно-Анюйский палеоокеан. "Вырождение" океана происходило в северо-восточном направлении (в современном структурном плане), что подчеркивается омоложением возраста островных дуг (с юго-востока на северо-запад), кулисообразно расположенных по периферии Колымо-Омо-лонского микроконтинентаСранне-средшепалеозойская островная дуга —позднепалеозойская-среднемезозойская Алазейско-Олойская дуга - позднемезозойская Южно-Анюйская дуга). Развитие региона в мезозое завершилось причленением Алазейско-Олойской д|уги к Колымско-Омолонскому континенту и последующей коллизией его с Сибирским континентом, что привело к формированию коллизионного пояса хр. Черского и батолитовых поясов (Главного и Северного) магматической дуги. Для региона в этот этап характерно наличие трех главных структурных элементов:

1. Пассивная окраина Сибирского континента. Представлена мощными (до 17 км) терригенными толщами Верхоянского комплекса ( С1-Кг ) Верхоянского хребта и существенно терригенными разрезами отдельных пластин коллизионного пояса

хр.. Черского (разрезы среднетриасового-позднеюрского возраста Тас-Хаях-Тахской структурно-фациальной зоны; юрские терригенные толщи-Полоусной структурно-фациальной зоны).

2. Активная окраина Колымо-Омолонского массива Тихоокеанского типа характеризуется наличием Алазейско-Олойской островной дуги энсиалическогв типа, своеобразие которой заключалось в структурной позиции между двумя сближающимися массами и проявлением акреционных процессов, как во фронтальной, так и тыловой частях дуги; В то же время наблюдается характерное для совре-'

менных вулканических дуг смещение максимума активности эндогенных процессов от Алазейского (фронтального) к Уяндино-Ясачнен-скому (тыловому) сегменту. В пределах Яно-Индигирского междуречья прослеживается полный латеральный ряд островной дуги.

а. Подводное окраинное поднятие' островной дуги. Представлено терригенными разрезами триасово-юрских пород Ады-чанского антшслинория с широким распространением внутри$орма-ционных конгломератов и олистостромовых горизонтов. Для структуры характерно развитие напряженной складчатости и зон пологих нарушений.

б. Комплекс тылового прогиба или окраинного.моря (Иньяли-Дебинская структурно-радиальная зона). К этому комплексу отнесены терригенные и вулканогенно-терригенные пермо-триасовые толщи отдельных чещу! Момского и Тас-Хаях-Тахского хр. и поздне-триасово-юрские разрезы Иньяли-Дебинского синклинория и отдельных тектонических пластин хр. Тас-Хаях-Тах. О процессах растяжения в этой зоне можно судить по телам диабазов, диоритовых порфиритов, плагиогранитов и плагиориодацитов, сходных по химизму с магматитами Японского моря (рис.1.8).

в. Островодужный комплекс

Амагматичный нижний структурный этаж выделяется в пределах Алазейского и Пргосолымского поднятий и Уяндино-Ясачненской зоны, где он сложен толщами конгломератов, песчаников, Редко туфами базальтов и андезитов с возрастом от позднего визе до позднего карбона.на Алазейском и Приколымском поднятиях и от начала триасового до начала позднеюрского времени в Уяндино--Ясачненском сегменте.

Верхний структурный этаж представлен туфами и туфолавами андезитового и базальтового состава пермо-триасового возраста на Алазейском плоскогорье и Приколымском поднятии (рис. 1.9) и позднегарскими турфами и лавами базальтов, андезитов и дацитов в Уяндино-Ясачненском сегменте (рис. 1.10).

2. Предцуговой прогиб. На примере Илинь-Тасского антиклинория и Зырянской впадины можно наблюдать полный осадочный цикл прогиба, с глубоководными тонкообломочными и кремнистыми породами в низах разреза, на которых залегают флишоидные тощи, перекрытые яагунно-континентальными отложениями нижней и верхней моласс мелового-неогенового возраста.

3. Коллизионный пояс хр. Черского - сформирован в результате столкновения Сибирского и Колымо-Омолонского континентов и включает в себя батолитовые пояса (Главный и Северный) магматической дуги. В строении этой тектонической зоны "окучивания" принимают участие практически все структуро-формационные комплексы рассмотренные выше. Структура пояса характеризуется широким развитием тектонических покровов и надвиговых систем, в зонах которых сформировались крупнейшие гранитоидные батолиты.

Кайнозойский структурный план характеризуется, с одной стороны, продолжающимся сближением сиалических масс Сибирского и Колымо-Омолонского континентов, что привело к широкому развитию сдвиговой тектоники и современному блоковому строению региона; с другой стороны - формированием в позднемеловое-кай-нозойское время Момской системы континентальных рифтов, с ярко выраженным щелочным уклоном магматитов (рис.1.1.1).

В итоге выявлены характерные черты строения и развития региона:

I. Направленное во времени изменение вещественного состава комплексов принадлежащих однотипным, но разновозрастным структурным элементам.

2. Гетерогенность строения коллизионного пояса хр.Черско-го (рис.2) - присутствие в его составе одновозрастных вещественных комплексов, принадлежащих разным структурным элементам, сформированным в различных геодинамических обстановках.

Расшифровка структурной принадлежности и вещественных особенностей пород региона позволила сделать основной вывод:

На фоне неоднократных изменений геодинамических режимов, что приводило к появлению циклично повторяющихся серий осадочных и магматических пород, выявляется направленная эволюция региона, выраженная в переработке с позднедокембрийского времени океанической коры. Это приводило, в общем случае., к исчезновению из' .разрезов океанических комплексов с базит-гипербазитовым магматизмом, последовательному увеличению рбъемов кислых диф-ференциатов коровых магм, закономерному возрастанию кремнекис-лотности в К/На отношения в магматических породах однотипных, но разно-возрастных комплексов (рис.3).

Все это определило ыеталлоганическую эволюцию региона, выраженную в рассеянии со временем элементов, связанных с океанским рудообразованием - Си , Р& , Zn, Вс1, Мп, Бг , Ге и др.,

Рис.2. Структурно--формационные комплексы и позд-немезозойские гра-нитоида Яно-Инди-гирского междуречья.

I. Позднепротеро-зойские-рифейские карбонатно-торри-генные отложения пассивных окраин Сибирского и Колымо-Омолонского континентов (не-расчлененные) -хлорит-серицитовые, биотит-кварцевые, гранат-амфибо ловне сланцы, амфиболиты, филлиты мраморизо-ванные'известняки, мраморы. 2. Палеозойские карбонатные, карбонатно--терригенные и терригенные отложения континентальных окраин Сибирского и Колымо-Омолонского континентов (нерасчлененные) -известняки, доломиты, мергелистые известняки, изве-стковистые алевролиты, углисто-глинистые сланцы, аргиллиты, алевролиты. 3. Терри-генный палеозойский комплекс активной континентальной окраины Колымо-Омодонского континента

- углисто-глинистые сланцы, аргиллиты, алевролиты, глинистые известняки. 4. Карбонатный палеозойский комплекс пассивной окраины Сибирского континента - известняки, доломиты. 5. Каменноугольный комплекс тылового прогиба среднепалеозойской островной дуги. Тектонические пластины габбро-амфиболитов, серпентинизированных габброидов, пироксенитов, горнблендитов задуговых зон растяжения. 6.-7. Комплекс аккреционного клина среднепалеозойской островной дуги. 6. - Нижний структурный этаж. Блоки и пластины ультрабази-тов и серпентинитов в составе тектонического меланжа Кунилканско-го блока. 7. - Верхний структурный этаж. Эвапориты, доломиты,

мергели, гипсы, ангидриты, биогермные постройки. 8. Нерасчле-неннне комплексы мезозойской пассивной окраины Сибирского континента и тылового прогиба С окраинного моря; мезозойской Алазейско-Олойской островной, дуги, включающие пермские-позднеюрские отложения Тао-Хаях-Тахской, Полоусной и Иньяли-Дебинской струк-турно-фациальннх зон. Алевролиты, аргиллиты, песчаники, песчанистые известняки, мергилистые алевролиты, известняки. 9 -10. Комплекс тылового прогиба (окраинного моря) Алазейско--Олойской островной дуги. 9 - Ранн©-среднетриа совые песчано-гли-нистые отложения отдельных тектонических пластин хр. Тас-Хаях-Тах. 10 - Зоны развития субвулканов и малых интрузий пестрого состава позднеюрско-раннемелового возраста в структурах растяжения окраинного моря. Интрузии пониженно-калиевой серии (ран-неколизионной или островодужной) тоналит-гранодиоритовой формации, андезитового геохимического типа. Диоритовые порфирита, гранодиорит-порФиры, плагиограниты, плагио-риодациты. Дальгу~ -Неннелииской, Синекандинской зон и др. II. Триасово-юрский комплекс мезозойской пассивной окраины Сибирского континента. Песчаники, алевролиты, аргиллиты, песчанистые известняки. 12. Триасово-юрский комплекс окраинного поднятия тылового прогиба Алазейско-Олойской островной дуги. Алевролиты, песчаники, аргиллиты, конгломераты, олистостромовые горизонты. 13-14. Остро-водужный комплекс Алазейско-Олойской дуги. 13 - Поля островодуж-ных вулканитов. Базальты, андезиты, дациты, риолиты, туфы, ту-фогенные песчаники и алевролиты, аргиллиты. 14 _ Синхронные с вулканитами позднеюрские, до раннемеловых, островодужные, низко-калиевой известковой серии, интрузии базальт-андезит-риолито-вой формации, известково-щелочного, андезит-базальтового геохимического типа. Кварцевые диориты, кварцевые монцониты, грано-диориты, граниты. 15. Позднеюрские - неогеновые отложения комплекса преддугового прогиба Алазейско-Олойской дуги. Углистые аргиллиты, песчаники, алевролиты, конгломераты, лавы, туфы и ту-фобрекчии андезито-базальтов, андезитов, дацитов, липаритов, игнимбритов. 16-18. Раннемеловой-палеогеновый коллизионный комплекс магматической дуги. 16 - Раннеыеловые,раннеколлизионные батолиты Главного пояса, отвечающие главному известково-щелоч-но№/ тренду, гранодиорит-гранитной формации, палингенного известково-щелочного геохиьлического типа. 17 - Раннемеловые коллизионные (орогенные) повышенно-калиевые гранитоиды Главного пояса, гранит-лейкогранитной формации, палингенных гранитоидов известково-щелочного ряда и плшазитовых редкометальнкх гранитов. 18 - Т&нн еме ловые-раннелалеогеновые коллизионные и постколлизионные интрузии и свиты даек, умеренно и высоко-калиевых серий с отклонениями к латитовой и базанитовой'сериям диорит-гранодиорит-гранигной и шошонит-латит-трахит-риолитовой формаций- известково-щелочного геохнмйческого типа с отклонениями к андезитовому и латитовому типам. 19. Позднеыеяовые-современные рифты' Ыомсвой рифтовой системы. Покровы туфы и сопровождающие их субвулканические и жильные тепа ттохиандезитов, трахитов,

fвльзитoв, дацитов, трахи-риолитов. 20. Гранитоидные батолиты: . Хадараньинский. 2. Верхне-Тирехтыхский. 3. Куреньинский. За. Курундинский "выступ . 4. Хатыннахский. 5. Докучанский. 6. Догдинский. 7. Синекандинский. 8. Туостахский. 9. Чыбыгалах-ский. 10. Сыачанский. II. Саханьинский. 21. Региональные глубинные структуры добатского возраста северо-западного простирания (система Дарпирского разлома) и связанные с ними-зоны ка-таклаза и милонитизации. Берг-штрихи указывают направление падения смесителя: I Система Адыча-Тарынского разлома. П Шовная

зона Датнинского разлома. Ш - Система разломов Улахан. 1У - Право-Туостахская зона разломов. 22. Покровы, надвиги, пологие сбросы с указанием направления падения: I - Ойосордох-ская система покровов и чешуй. П - Тирехтяхский надвиг. Ш - Кудундинская система надвигов. 17- Неннелийский надвиг. X - Хара-Салинская система надвигов и-покровов. У1 - Чаркы--Индигирская надвиговая система. - 23. Мелкие разрывные нарушения, контракционные трещины. 24. Хаотические структуры: тектонический меланж, меланж сложного генезиса, олистостромо-вые горизонты.

и накоплением в рудах элементов, связанных с зонами глубинных разломов жесткой и "хрупкой" сиалической коры - flu. , BL , Я S , H g , Mo , W , S6 и др. Наряду с этим, по крайней мере с позднвдокембрийского времени, существует "сквозная" ыеталг-логеническая специализация региона на олово, серебро, бор, редкоземельные элементы, характерная также для всего Тихоокеанского сегмента, что, по нашему мнению, может быть связано с первичной неоднородностью Земли.

Направленная эволюция вещества литосферы региона, выраженная в увеличении мощности и изменении-физико-химических характеристик земной коры приводила к изменению условий фракционирования и химического состава рудогенерирующих флюидов. Позд-немезозойское эндогенное, преимущественно благородно-редкоме-тальное оруденение, обусловлено за наш взгляд, длительным фракционированием бор-галогенидно-сернистых слабощелочных растворов в условиях тектоно-магматической активности региона, при наличии литологически контрастного разреза и больших мощностей сиалической коры.

Изучение минеральных особенностей рудных месторождений золото-кварцевой малосульфидной, золото-редкометальной и золото-серебро-полиметаллической полигенной формации (табл. 1,2) показало, что своеобразие рудно-минералогического облика кон-кратных объектов обусловлено закономерностями изменения активностей главных рудных элементов (Яи.,Вси др.), что в свою очередь связано с изменениями соотношений потенциалов О , S , fis , F , Те , В ,L»ù в гроцессэ минералообразования, при общем слабощелочном характере растворов на постмагматическом (пневматолитовом) и гидротермальном этапах.

Сделанные выводы позволили по-иному взглянуть на проблемы генезиса позднемезозойских гранитоидных батолитов и источников рудного вещества пространственно ассоциирующих с ними благородно-

1

4

2

3.1.

48 60 78 80

3.3.

га I

Е32

50 60 70

48 60 72 80 3.4.

50 60 70

X

Рис. 3. Диаграммы КгО / Ы<3 г. 0 - $1-02 магматических пород однотипных,во разновозрастных структурно-вещественных комплексов региона.

3.1. - эпиколлизионные вулканиты Омолонского массива: (I) - позднедокембрийские; (2) - среднепалеозойские;

3.2. - магматиты континентальных рифтовых систем: (I) - ранне-среднепадеозойские; (2) - по здне меловые;

3.3. - островодтаыые вулканиты: (I) - ранне-средне-палеозойские; (2) - поздне-палеозойские - мезозойские;

3.4. - магматиты тыловых прогибов островных дуг:. (I) - ранне-среднелалеозойские; (2)-мезозойские.

-редкометальных месторождений.

Характерные особенности таких гранитоидов показаны на примере Куреньинского и Хадараньинского массивов.Эти гранитои-ды отличает сложная внутренняя структура, выраженная в незакономерной, неритмичной расслоенности массивов; образно говоря, их внутренняя структура подобна "слепку" со структуры гетерогенного разреза вмещающих пород. Обращает на себя внимание сохранение постоянными К/Мса ; Мд/Ре и Др. парных соотношавдй— во всех фациях пород на фоне параллельного и закономерного изменения содержаний петрогенных компонентов при переходах от меланократовых к лейкократовым фациям гранитоидов (рис.4). Это свидетельствует об активном обмене петрогенными компонентами с

Массив Месторождение Формация § £ Ассоциация Состав растворов, формы переноса рудных элементов Параметры рудообразо- вания

Халдыкчан I - 1а 16 2а За 4 Сернистые, слабощелочные галогенидные; сульфидные комплексы рН = 6-8 400-500°С рН = 4~6 150-350°С

9 « о А I П - 1в 1г Мышьяковистые повышенно--целочные рН = 4-5 500-600°С

а л д | в я 11. рр & 2а За Сернистые слабощелочные растворы рН = 5-6 200-300°С

а 1в гидросульф.компл. 300-500°С

о о К Я П - 2в За теллур-сернистые близнейтральные рН = 5-8 150-200°С

1 я п - 1в 26 2 в Мышьяковистые близнейтральные, бикарбонатше 500-600°С 200-350°С

И о в; в ф о п I 1в 26 2г мышьяковые слабокислые сернисто-борные; гидросульф.компл. 450-550°С ■250-400°С

л а ф й К 1 о я В 0) « *={ аэ X к ф М ш 2 36 Зв Зг 4 сернистые, слабощелочные, галогенидные; гидросулоф. и хлоридные кошл. рН = 4-6 150-300°С ^ = 10_15-10-12атг Рфл= 3-5 кбар.

Верхне-Тирехт. А § п ш 1 2 1а 26 Зд сернисто-мышьяковистые слабощелочные 250-500°С

Таблица I. Минеральные ассоциации благородно-редкометальных месторождений складчатого обрамления гранитоидных массивов северо-западной части хр. Черского. Рудные формации: I - золото-малосульфидная, 1Г - золото-кварцевая, редкометальная, Ш - золото-

-серебро-полиметаллическая, полигенная. Минеральные ссоодиадии: I а - ранняя пирит-арсенопиритовая ( ьь - арсенопирит, редко золото самородное); 16 - поздняя пирит-арсенопиритовая (самородное золото); 1в - ранняя кобальт-никеленосная пирит-арсено-пирит-яёллингитовая (герсдорфит, данаит, ульманит* самородное золото); 1г - пирротин-пирит-арсенопиритовая (леллингит, станин, редко золото самородное); 2а - золото-халькопирит--галенит-сфалеритовая (борнит, халькозин); 2 6 - халькопирит--галенит-сфалерит-пирротиновая (борнит, ковеляин, тетраэдрит, тетрадимит, валерит, кубанит); 2 в - золото-висмутовая (самородное золото, самородный висмут, мальдонит, сульфид ни жозеит Я , жозеит 6 , икунолит, висмутин, бисмит, фаза рьЗ-• ТеS • Вi г S з ; фаза (РВ,6|;Аи)юТег (S.Seb ; хейдлейит, тетрадимит, арсенопирит, молибденит); 2 г - золото-висмутовая селен-арсенидная (самородное золото, самородный висмут. Se -арсениды слодного состава Мо , Аз , Рб , ßi , Cd ); За- золото-галенит-офалерит-тетраэдритовая ( нд --тетраэдрит): 3 6 - поздняя Со-М" арсенопарит-лёллингитовая С S6- Со-л// — пирит, арсенопирит, леллингит, часто Se — содержащие, кобальтин) 3 в - поздняя галенит-сфалеритовая (блеклые руды ряда аннивит-фрейбергат); 3 г - поздняя сере- -бро-сульфосольная (самородное золото, электрум, пирсеит, полибазит); 3 д - поздняя халькопирит-галенит-сфалерит--фрейбергитовая (пирит); 4 - кварц-карбонат-диккитовая (антимонит, киноварь, крокманит).

окружающей средой в процессе становления массивов. Характерным является обогащение экзоконтактовых ореолов гранитоидов Ре О и Са О и обеднение их БЮг и А^гОз .

Породообразующие минералы гранитоидов и неизданных вмещающих пород имеют .общие геохимические особенности, налри-мер;высокие содержания Ни и 8а в полевых шпатах. Как гра-нитоиды, так и неизмененные вмещающие породы имеют повышенный геохимический фон 6 , Ьп , Ад , Со , N1 . Аномальные содержания рудных элементов приурочены к тектонитам и метасома-титаы, как по гранитоидам, так и по вмещающим породам.

Все это позволило предположить принципиальную возможность формирования таких- гранитоидов за счет палингенеза и магматического замещения гетерогенных, преимущественно осадочных толщ верхних горизонтов земной коры, благодаря их декомпрессионно--диссшхативному разогреву в зонах коровых надвигов. Геохимически , эти гранитоиды относятся к активационной группе интрузий (Щерба и др., 1989), генерирующих оруденение, главным образом с помощью теплового фронта, способствующего возникновению флюидных потоков. Источниками рудного вещества при этом служат повышенные фоновые концентрации рудных элементов в материнской породе.

МгоГО^^о^Р гохз-из р Элементы иасс.%

76,18 0,30 0,18 0,26 3,12 0,12 20,68 0,25 101,09 жозеит 6 ' Подводник

13,30 0,22 75,05 9,20 0,10 0,06 97,93 сульфид Йи &1лВч

' 0,41 37,12 0,27 43,84 8,54 9,97 0,48 100,63 Сульфотеллурид 81 и РЬ

88,82 10,56 0,98 100,36 Икунолит в| 1

2,85 32,27 0,23 3,33 17,85 42,56 1 " 99,09 Мо- Р& содержащий арсенодирит N го ы £ со а ГО го и & о м о го

5,14 93,05 5,45 0,32 0,14 104,10 Ад - Сс| содержащий самородный 6 1

3,94 57,68 1,98 5,81 3,29 0,18 0,22 5,78 18,31 0,77 97,99 БЬ-Рд-Мо -РЬ-Сс| содержащий Зе-арсенид висмута

21,29 36,88 12,69 11,08 2,63 3,45 1,36 6,55 7,16 103,08 1 ■ • • Мо- Сс1 блеклая руда ряда аннивит-фрей-оергит

■6? о. и

м

н о

со о

Я О

да

Э й

а< в)

« К

2

э а

со со

й

3 со а из

>4 Р

О ;а ►в о

I:

а> а Ш £5

аз

• и

о §

? •8

0

1

го

«А

'Ч

(О

- ко.

(О 'О

ог • 1

О 5

к, о

А

- яо,

л ^ л

*й*

•510,

Рис.4. Статистико-петрохиыические диаграммы позднеюрских-раннемеловых гранитоидов Куреньинского и Хадарань-инского массивов.

1-3 - гранитоида главных фаций; I - мелано-краговые, 2 - мезокраговые, 3 - лейкократовые граниты и адамеллиты; 4 - диорит, гранодиорит -и гранит-порфиры апикальных выступов; 5 - дайки аилитов и мелкозернистых гранитов.

Зная особенности флюидов, генерирующих благородно-редко-метальное оруденение на пневматолитовом и гидротермальном этапах эволюции рудно-ыагматической системы, мы можем, в общих чертах^ реконструировать флюидный режим магматического этапа. В ранвемагматическую стадию происходило интенсивное отделение бор-галогенидных флюидов.Фтор-бороносные флюиды, в дальнейшем генерировали высокотемпературное бор-оловянное, вольфрам-

-оловянное и оловянно-серебряное оруденение, а существенно хло-ридные флюида - арсенидное Яи-Яд -Со-МС оруденение. Своеобразие минералогии конкретных объектов определялось соотношением потенциалов кислорода, серы и мышьяка во флюиде. Снижение температуры магматического очага вело к обособлению литий-галогенидных растворов, что обусловило последующее теле-скопирование руд разных минеральных ассоциаций.

Такой подход позволяет наметить закономерности распространения позднемезозойского эндогенного оруденения связанного с близковозрастными гранитоидами разной глубинности и разного • геневиса, выведенными на один уровень эрозионного среза в складчато-надвиговой структуре Верхоянья. Выделяются три группы гранитоидов, связанные между собой единой латеральной петрохи-мической зональностью выраженной в увеличении К/Нй отношения по направлению к Сибирской платформе (рис.2).

Две группы гранитоидов выделены ранее (Недосекин, Шкод-зинский, 1991) третья группа охарактеризована в данной работе на примере батолитов северо-западной части Главного пояса. С каждой из групп связано определенное оруденение, характеризуемое собственной латеральной зональностью по направлению к Сибирской платформе.

Первая груша представлена преимущественно умеренно-глиноземистыми гранитоидами, генерируемыми.на глубинах 15-25 км, в области развития кристаллического фундамента. С этой группой ассоциирует редкометальное оруденение, со сменой в западном направлении зояото-редкометального - золото-сурьмяно-поли-метаямкеетавд оруденением. Вторая группа объединяет, в основном высокоглиноземистые гранитоида, сформированные за счет пород гранито-гнейсового фундамента, выведенных в верхние горизонты земной коры по зонам коровых надвигов. В ассоциации с этими магматитами, с востока на- запад, происходит смена олово-вольфрамового и оловянно-серебрянного оруденения - боро-оловян-ным и далее литий-оловявным и серебро-полиметаллическим.

Третья группа, к которой относятся Куреньинский и Хадар-аньинский массивы, изученные авторов, включает умеренно-до-высокоглиноземистых гранитоиды, образование которых связывается с палингенезом и магматическим замещением гетерогенного разреза верхних горизонтов земной коры. В складчатом обрамлении таких гранитоидов локализуется редкометальное, главным образом '

золото-висмутовое, а также кобальт-никелевое оруденение.

Вывода о принципиальной возможности образования части гра-нитоидов Главного пояса за счет гетерогенных, преимущественно осадочных толщ верхних горизонтов коры, а также о возможной . мобилизации рудного вещества,рассеянного в материнской породе в ходе эволюции флюидао-магматической системы, определили задачи экспериментального моделирования.

На основе гелевой методики была синтезирована сложно-составная алюмосидикатная система, отражающая средний химический состав гетерогенного разреза северо-западной части хр.Черского, с учетом площадных и мощностных соотношений разных типов пород. Значительная часть пород региона подверглась постгранитным процессам регионального, контактового и динамомета-морфизма, поэтому для расчета системы использовались анализы . неметаморфизованных пород и уплотненных морских осадков из разных районов мира, но сформированных в сходных геодинамических обстановках. Образно говоря, был реконструирован химический состав гетерогенной толщи на момент начала коллизионных процессов.

Предложенная модель формирования гранитоидов исключает присутствие в системе значительных объемов мантийных флюидов, поэтому водно-солевой состав системы расчитывался по анализам использованных при расчете алшосиликатной части, а также с учетом содержаний 1^0'и солей в осадках и иловых водах. Другими словами необходимо было определить соотношение вода - "соль" - порода в природной системе для времени начала декомпрессионно-диооипативного разогрева вещества в зонах надвигов. Суммарный объем водно-солевой части системы по отношению к единице (или 100$) объема алюмосиликатной части складывался из расчетов обводненности пород (трещинные воды), содержаний 1^0 за счет по-ровой и кристаллизационной воды. Оценивалось соотношение вода -порода в зонах крупных региональных разломов. Впервые на основе гидродинамических уравнений количественно оценен приток воды из боковых пород в область'1 коллизии:

(1.1) ■дб'н = = 6э (Ыироненко, Шестаков, 1974)

где дби - приращение эффективных сжимающих напряжений (в минеральном скелете породы) в пласте на величину У - удельный вес породы

Р, - давление одномерной деформации в области стресса Доз - изменение суммы напряжений во внутрипоровой жидкости

Формула (I.I) свидетельствует, что увеличение давления приводит к упругому сжатию воды в пласте и в конечном счете должно сопровождаться притоком "излишней" жидкости к контурам разгрузки.

Из (1.1) выводится соотношение:

где aV0 ^ приращение объема вода в зоне аномального давления (коллизии)

£ - коэффициент пористости пород JJ - коэффициент упругого расширения вода Ос - коэффициент сжимаемости породы др - разность нормального а аномального давлений в зоне коллизии:

дР - рассчитывается из соотношения:

Гер = +PhÍ9 V (Сорохтин, 1974) где Vsp - предел прочности пород на скалывание

- касательное напряжение к плоскости под-двигаемой плиты, в общем случае равное д Р ,

Рн - нормальное литостатическое давление Н^ - угол сухого трения пород, или наклона плоскости субдукции

Количество воды, диффундирующее в зону коллизии составляет 1% от объема "сухой" части системы. Рассчитанное общее соотношение флюид/порода в системе составило 1/1.

Оценки д Р , а также Д Т в области коллизии для верхних горизонтов коры позволили выбрать параметры проведения экспериментов: Т - II00-I200°C и Р - I - 2 кбар. Рассчитанный состав системы близкой к природной содержит в алюмосиликатной части: Si О г-07%; fl6z0s-I2%; РеО+РегС)3-а,5% Mq0-3,5#; Са0~в,ф, Nd¿0 - 3,0%;, Кг 0 — 1,8%; Са С03--10,3%; Рг о5-0,2%; ДиСРг Н 0,I2#; & i — 3,S6%; во флюидной части: Н20 - 89%; Nd F - 0,43$; С (в-виде MH2-CS-NH2) - 3,1%; NciCE~5,5$; МдСБг-0,67^;

MgSOn _ 0,64$; Cd SÜ4 — 0,43$; K2 SO4 - 0,27$.

Для изучения поведения элементов в магматическом и постмагматическом процессах flu и ß I , как наиболее типичные руд-пые элементы района, вводились в состав алюмосиликатной части системы. На стадии подготовки экспериментов было впервые изучено поведение золота и висмута в процессе приготовления исходных стекол. Их содержания в стеклах отличаются от расчетных в связи с утечкой из системы вместе с парами азотной кислоты. Если содержания flu. отклоняются не более чем на 10$, то содержания менее инертного BL отличаются от рассчетных на 25200$, поэтому при подготовке экспериментов необходимо вводить соответствующие поправки.

Другая проблема, с которой пришлось столкнуться на стадии подготовки исходных стекол - это получение стекла максимально однородного состава, что повышает достоверность экспериментальных данных. Максимальная степень гомогенности, когда погрешность среднего квадратичного отклонения результатов анализов в разных точках меньше точности микрозондового анализа, получена при растирании исходной смеси, после доведения ее до Г-Ю00°С, до размеров частиц не более 15-20 мкм и последующем однократном сплавлении смеси в течение 0,5 ч в вакуумной печи, в стеклоуглеродном стакане при 1300°С. Плавление под давлением и увеличение времени плавления как под давлением, так и в вакуумной печи резко увеличивает степень неоднородности стекол (рис.5), что связано с природой стеклообразного состояния.

Вывод о возрастании негомогенности стекол при плавлении под давлением и при увеличении времени плавления, на наш взгляд, наиболее удовлетворительно объясняет релаксационная теория стеклования (Валькенштейн, Птицын, 1956) и вытекающая из нее модель Тула - Нараянасваш ( Too L , 1946, N о fa у а -hdstwcimy, 1971), а также постулат о первичной химической неоднородности стекла (Порай-Кошиц, 1987).

Общим свойством жидкостей (расплавов) является изменение вероятности энергетических состояний отдельных атомов и атомных группировок (кластеров) при изменении температуры, другими словами, жидкостям присуща неоднородная внутренняя структура, чувствительная к температурным воздействиям. При остывании расплава со скоростью вше критической, когда невозможна кристаллизация, образуется временной интервал релаксации или время запаздывания структурно-энергетических перестроек кластеров и молекул относительно скорости остывания. В итоге мы получаем

Рис.5.

10,0 6,0 2,0 1,0 0,5 0,4 0,3 0,2 ОД

О

0,5 1,0 1,5 2,0

(часы)

Рис.5. Зависимость величины химической неоднородности стекол ( <а -средне-квадратичное отклонение) от давления и времени плавления

'Плавление смеси: I. - при 1200°С и 2 кбар; 2 - при 1300°С в вакууме.

в области стеклования термодинамически неравновесную структуру, как бы "замороженную" на кинетической стадии процесса. Образно говоря, стекло обладает определенной "памятью" о предшествующем жидком состоянии, что открывает для петрологов принципиальную возможность реконструировать физико-химические и структурные параметры расплавов на глубоких уровнях литобферы, изучая стекловатые породы.

Зная о структурно-энергетических колебаниях атомных группировок, можно предположить, что, чем длительнее воздействие на расплав определенных Р и Т , тем больше вероятность нахождения каждой группировки в наиболее выгодном для нее структурно-энергетическом положении, что приводит к возрастанию

размеров областей ^неоднородности (в наших экспериментах от

30-50 до 200-300 мкм). Этот процесс образно можно сравнить с ростом кристаллов на затравках при поддержании определенных параметров.

Длительное пребывание природных расплавов в условиях закрытой системы и усиление негомогенности, наряду с увеличением размеров кластеров, возможно способно привести к постепенному перерастанию структурно-химической неоднородности в фазовую. В -природных магматических резервуарах, при условии поддержания определенных Р и Т , полученные тенденции эволюции первичной химической неоднородности (рис.4) могут являться одной из причин явной и скрытой расслоенности интрузивов, а также причиной появления контрастных сосуществующих серий пород с накоплением, в общем случае, в одних разностях 5102, Ге О , МдО и Р2О5 в других СаО , Мс(20 и К20

После преодоления методических трудностей на стадии подготовки моделирующих экспериментов, были проведены серии опытов длительностью от I до 7 суток, с исходными смесями разного состава и различным соотношением флюид/порода в системе. Эксперименты проводились в а Ад /Рс| ампулах, в газо-стате типа УВД-Юр, с викель-бунзенитовым буфером.

При использовании и особенно РЬ ампул в

экспериментах приходится сталкиваться с проблемой поглощения Ре стенками ампулы. Путем тщательного взвешивания исходных смесей,флюида и амйул до опыта, стекла и ампул после опыта оценивалось. количество Ре 9 диффундирующее в стенки аьшулы, Были построены кинетические кривые поглощения Ре , и в соответствии с ними вносились поправки в составы стекол и флюида после опытов, в тех сериях экспериментов, где это могло сказаться на конечном результате(например при определении равновесных коэффициентов петрогенных компонентов при П00°С и 2 кбар теоретическая равновесная потеря Ре. О за счет диффузии в стенки ампул составляет 68,855? от количества Ре О в равновесном опыте).

В результате проведения нескольких серий экспериментов подучены следующие результаты:

I. В железистой системе,моделирующей плавление чернослан-цевых, пиритизированннх- толщ при 1200°С и I кбар; наблюдается ликвидация расплава при соотношении флюид/шихта = 1/7 и 1/3. При увеличении количества флюидной фазы в системе поле ликвации

St02+fle203

Рис. 6. Соотношение исходного стекда и двух несме-шивающихся расплавов в опытах с железистой ( Fe О = 26,ОВД смесью при 3200°С и

1 к<5ар. Длительность опытов - 24 часа.

I. - исходный состав; сосуществующие рао-плавные фазы при соотношении флюид/шихта:

2 — 1/7; 3 - 1/3.

смещается в область более фемического состава (рис.6), что может быть обусловлено снижением температуры ликвидуса в системе и соответственно фиксацией несмесимости в более основной области. Золото и висмут при ликвации концентрируются в более основном железистом расплаве ( Кр Q и = 6,00;

Кр 6L = 9,67).

2. В ходе экспериментов показано преимущественное экстрагирование золота и висмута сложным сернисто-хлоридным флюидом из стекол среднего состава ( SlO^ - 63^;. Кр flu = 8,7; KpßL = 30,4) и кислого1 состава повышенной основности ( Sl02 - 67!?; Кр Да = 2,4; Кр 8С = 21,3), по сравнению со стеклами основного ( St. 0г - 59%; Кр Д и = 2,5; Кр ßi =2,5-25,5) и кислого ( SiOг -41%', Кр flu = 6,6?; К р Ы = 15,3) составов. Это отра-

жает тенденцию взаимосвязи flu - 6L оруденения с диордт--гранодиоритовыми дифференциатами коровых магм..

3. По ыере достижения состояния равновесия сложная, близкая к природной флюидно-алюмосиликатная система при соотношении флюид/шихта = I/I; II0U°C и 2 кбар. (табл.3) ведет себя вполне определенным образом. Впервые, для подобной системы изучено поведение всех петрогенных, летучих и рудных (Да и BL ) компонентов, построены кинетические кривые (рис.7) и определены равновесные концентрации их в расплаве и флюиде. Алюмосили-катный состав системы эволюционирует в сторону гранитного (рис. 8), за счет преимуществеиного выноса во флюид Ре , Са и Мд (табл.3) - избыточных по отношению к гранитной эвтектике. Б

то же время в равновесном флюиде суммарная концентрация петрогенных и летучих компонентов составляет около 40$ (табл.3) -т.е. при высоких температурах мы имеем дела с флюидным расплав-раствором, обогащенным также и рудными компонентами.

4. На кинетической стадии экспериментов в стеклах образуются кристаллы Ге-Mg и Cd-Mq пироксенов, магнетита и редко кварца. Золото и висмут, в большинстве случаев, концентрируются в кристаллах Fe-Mg пироксенов. Например^в одном из опытов при 1100° и I кбар концентрации flu. составляют: в стекле - 0,29$; в кристаллах Ре-Ид пироксенов -0,35$; в кристаллах Cd - Мд пироксенов - 0,09$; в кристаллах магнетита и кварца flu. не обнаружено.

5. Золото и висмут избирательно концентрируются во флюидно--силикатных закалочных фазах. Образование закалочных фаз по существу моделирует разделение флюида на водно-солевую и флюидно--силикатную фазы на завершающей стадии магматического процесса. Причем,наибольшие концентрации Ди и 6 и установлены во внутренних высокотемпературных зонах закалочных фаз. Например при П00°С и I кбар концентрации ft и. и Bi. соответственно составляют: в стекле после опыта - 0,39 и 0,64$; в закалочной фазе в среднем - 0,57 и 0,75$; во внешней зоне закалочной фазы -0,46 и 0,56$; в средней зоне - 0,49 и 0,63$; во внутренней зоне закалочной фазы - 0,89 и 1,12$. В общем случае, внутренние зовы закалочных фаз обогащены также Ре0 ; Со 0 ; Р2 Os ; С£2 и S03 - т.е. элементами рудно-флюидных систем.

Все эти результаты позволили сформулировать главный вывод. При достижении в зонах коровых разломов коллизионных областей

Таблица 3. Результаты экспериментов при IIOO°C,

2 кбар и соотношении флюид/шихта = I/I

Компоненты Концентрации в исходной системе Равновесные концентрации Коэффициенты распределения С2ФЛ* Кр= Cs

шихта CsßCS) флюид С[фл.0 стекло СS {%) флюид C24>*.(50

ЗЮ2 68,"88 - 63,98 ' 21,60 0,34

/ад 6,93 - 6,05 2,40 0,40

Fe О 5,66 - 2,15 3,54 1,65

Ca 0 7,78 0,12 6,67 2,82 0,42

M<jO 3,99 0,31 4,39 1,10 0,25

Ыаг 0 1,65 2,06 3,99 0,61 0,15

кго 1,09 0,12 0,70 0,60 0,86

рг 0 5 0,47 - 0,31 0,22 0,71

so3 - 3,27 1,37. 1,60 1Д7

се 4,0-Ю-4 4,20 1,83 2 ,01 1,10

р - 0,20 2,56.1er3 0,13 5,08

flu 8,2-КГ4 — 1,3-I0"4 7.6.IQ-4 5,85

ßi 6,6-Ю-3 - Г.ЭЗ.Ю-3 4,4.10-2 2,29

со2 3,48 - 1,28-Ю-2 2,95 230,47

иго - 89,72 8,50 60,38 7,10 •

Суша 100,00 100,00 100,00 100,00 -

20,0

10,0

I 2,6 5 7 9 II (сутки) I 2,6 5 7 9 II (сутки)

Рис.7. Кинетические кривые изменения концентраций петрогенных, летучих и рудных компонентов во флюиде при НООоС; 2 кбар й соотношении флюид-шихта = 1/1

температур Ю00-1200°С и давлений 1-2 кбар, принципиально возможно формирование гранитовдов за счет внутренних ресурсов системы. Такой путь не требует участия гипотетических мантийных флюидов, позволяет решить извечную при изучении батолитов проблему пространства, т.к. не требует привлечения сложного механизма транспорта больших объемов магм на значительные расстояния - в верхние горизонты земной коры. В процессе эволюции сложной, близкой к природной флюацно-алшосиликатной системы происходит закономерное перераспределение и мобилизация рас-

Ряс.8. Диаграмма эволюции алюмосиликатной части

fлюодно-магматической системы при П00°С; кбар и соотношении флюид/шихта = 1/1 О - исходный состав; длительность опытов: 4-4 - 25-часа: 4-3-62 часа; 4-1 - 120 часов; 4-2 - 268 часов.

сеянных в исходной породе концентраций рудных элементов. Золото и висмут накапливаются в остаточном водно-силикатно-солевом флюиде. При быстром остывании такой флюид разделяется на две несмешиващиеся рудогенерирующие фазы: водно-солевую и силикатную, что в природных условиях может являться одной из причин многообразия минеральных рудных ассоциаций, телескопирования руд и образования полигенных месторождений.

Основные выводы

1. Показано гетерогенное строение коллизионного пояса хр. Черского - наличие в его составе одновозрастных вещественных комплексов магматических и осадочных пород принадлежащих структурным элементам разных блоков земной коры: Сибирскому континенту и Колымо-Омолонскому микро-континенту.

2. На фоне неоднократной смены однотипных геодинамических режимов, вызвавшей появление циклически повторяющихся серий

пород, прослеживается направленная эволюция земной коры региона, выраженная в увеличении мощности скалической коры, последовательному увеличению объемов кислых дифференциатов коровых магм, закономерному возрастанию со временем кремнекислотности и K/tvld отношения в магматических породах однотипных, но разновозрастных комплексов. Это обусловило металлогеническую эволюции региона. На фоне сквозной докембрийско-фанерозойской металлогенической специализации региона на олово, серебро, бор, редкоземельные элементы, что связано на наш взгляд с первичной неоднородностью Земли, наблюдается последовательная смена накопления элементов характерных для океанского рудообразования -

Си » Р& » Zn , ßo , Mn , Sr , Fe и др. - накоплением в рудах элементов связанных' с зонами глубинных разломов "жесткой" и "хрупкой" спалической коры - flu., 6l, fls »Hg , Mo » W, S Ь и др.

3. Эволюция вещества литосферы, выраженная в увеличении мощности сналической коры приводила к изменению условий фракционирования и химического состава рудогенврирующих растворов. Благородно-редкоыетальное оруденение северо-западной части Главного батолитового пояса обусловлено длительны.! фракционированием бор-галогенидно-сернистшс слабощелочных растворов. Своеобразие рудно-минералогнческого облика месторождений обусловлено закономерностями изменений активностей рудных элемен-

, тов ( Д u , ß I ■ и др.), что в свою очередь вызвано изменениями соотношений потенциалов О, S.fls.F ,Те»Ы 8 б рудоносных растворах.

4. Изучение петрологических и геохимических особенностей гранитоидов, с которыми пространственно ассоциирует благородно--редкометальное оруденение, позволило предложить модель их образования за счет палингенеза к магматического замещения гетерогенного разреза верхних горизонтов земной коры в зонах коровых надвигов коллизионной области, а также сделать вывод

об активацйонной геохимической природе гранитоидов - генерировании оруден'ения путем извлечения рассеянных в материнской породе рудных элементов, за счет теплового фронта, способствующего возникновению флюидных потоков. Эти выводы наили подтверждение в экспериментах по изучению эволюции сложной рудно--флюидно-ыагматической системы близкой к природным.

5. Показано, что алюмосиликатная часть такой системы эволюционирует в сторону гранитной эвтектики, а рудные элементы (flu и ßL) мобилизуются водно-силикатно-солевым расплав-раствором, разделяющимся при снижении температуры на две несмешиваю-щиеся рудногенерирующие фазы - силикатно-солевую и водно-солевую, что может приводить, в природных системах, к многообразию минеральных рудных ассоциаций, телескопированию руд и формированию полигенных месторождений.

По теме диссертации подготовлены работы:

1. Некрасов А.И." "О химической неоднородности многокомпонентных алгамосиликатных стекол". Бестн. МГУ. В печати.

2. Курушин H.H., Малов В.А., Некрасов А.И., Соловьева З.Х. "Доманикиты (Чекановская свита, нижний триас) Западного Верхоянья". Вестн. МГУ. В печати.

3. Курушин Н.И., Соловьева H.A., Некрасов А.И., Малов В.А., Соловьева З.Х. "Новые данные по биостратиграфии и литологии Западного Верхоянья". Докл. РАН. В печати.