Бесплатный автореферат и диссертация по геологии на тему

Позднемезозойский магматизм Северо-Востока Якутии

ВАК РФ 04.00.08, Петрография, вулканология

Автореферат диссертации по теме "Позднемезозойский магматизм Северо-Востока Якутии"

■ АКАДЕМИЯ НАУК СССР \

ДАЛЬНЕВОСТОЧНОЕ ОТДЕЛЕНИЕ \

Дальневосточный геологический институт

ТРУНИЛИНА Вера Аркадьевна

УДК ^2:55'/. 76> {57/.

ПОЗДНШЕЗОЗОЙСКИЙ МАГМАТИЗМ СЕВЕРО-ВОСТОКА ЯКУТИИ

(состав, генезис, рудоносность) Специальность 04.00.08 - Петрография и вулканология

АВТОРЕФЕРАТ .

диссертации на соискание ученой степени доктора геолого-минералогических наук

Владивосток - 1991

/ ' / ' (

Работа выполнена в Якутском институте геологических наук Сибирского отделения АН СССР

Официальные оппоненты: - доктор геолого-минералогических наук

Козлов Валерий Дмитриевич (Сибгеохи СО АН СССР)

доктор геолого-минералогических наук Недашковский Петр Григорьевич (датИ ДВО АН СССР)

доктор геолого-минералогических наук Рейф Феликс Григорьевич (БГИ СО АН СССР)

Ведущая организация Северо-Восточный комплексный научно-исследовательский институт ДВО АН СССР

Защита состоится " & " 1991 г. на заседании

Специализированного совета Д 003.54.01. при Дальневосточном геологическом институте ДВО АН СССР по адресу: 690022, г.Влздивостох-22, пр.100-летия Владивостока, 159

С диссертацией можно ознакомиться в библиотеке Дальневосточного геологического института ДВО АН СССР.

Автореферат разослан

Ученый секретарь Специализированного совета, к.г.-м.н.

Б.И.Семеняк

ВВЕДШИЕ

Актуальность проблемы.

Проблема связи магматизма и оруденения одна из наиболее сложных в эндогенной геологии и не теряет своей значимости, несмотря на'длительность изучения, особенно в связи с резким сокращением числа легко открываемых месторождений. Она охватывает широкий круг вопросов - от происхождения и эволюции магматических образований до источника металла в них и ассоциирующих рудах. Разнообразие и полярность точек зрения по ней общеизвестны. При этом при обсуждении проблемы все большее значение придается общегеологическим и тектоническим аспектам, тогда как петрографо-минералогические наблюдения ча:^е носят формальный характер. Но именно в вариациях состава и строения минералов и их соотношениях заключена богатейшая генетическая информация, необходимая для построения геолого-генетических моделей рудообразования.

Северо-восток Якутии, где в позднемезсзойскую эпоху сформировались многочисленные эффу.-ивные,. субвулканические и интрузивные тела разнообразного состава и сопровождающее их столь же разнообразное оруденение при почти полном отсутствии домезозой-ского этапа их проявления, особенно благоприятен для решения обцих вопросов генезиса и потенциальной рудоносности магматических образований. Меяду тем, обобщающие работы по геологии, возрастным взаимоотношениям и геохимии магматических пород региона относятся к 60-м годам (Некрасов, 1962, 1966).

К настоящему времени благодаря появлению крупных экспериментальных и теоретических разработок, а также накоплению богатей-иего, качественно нового, в связи с внедрение» в практику геологических исследований современных аналитических методов, фактического материала, стало возможных вернуться к обсуядению проблемы на примере данного региона.

Целью исследований являлось выделение из всего многообразия магматических образований тех ассоциаций, которые реально способны продуцировать тот или иной тип оруденения, прежде всего, оловянного, и определение их места в общем ходо развития подвижной зоны.

Научная новизна работы.

I. Впервыэ в полном объеме рассмотрена на петрографо-минера-логическом, петро- -и геохимическом уровне эволюция магматиэмз

подвижной зоны и выявлена согласованная с современными тектоническими концепциями его латеральная зональность.

2. Впервые выявлены эволюционные ряды породообразующих и акцессорных минералов, что позволяет в значительной степени уточнять происхождение и характер эволюции магматических пород близкого петрографического состава.

3. Установлен единый петрогенетический вертикальный ряд магматических формаций, сакоиомбрно сменяющих друг друга в процессе эволюции подвижкой зоны.

4. Впервые проведена геохимическая типизация магматических пород региона.

5. Показано, что каждая магматическая формация в зависимости от условий становления способна генерировать определенные типы рудных месторождений. Доказан коровый источник олова в большинстве месторождений региона.

6. Впервые на основе геологических данных проведена оценка флюидного режима всех типов оловоносных рудно-магматическйх систем.

7. Предложена новая многоранговая систематика магматических образований региона, учитывающая их минеральные, летрохимичес-кие и геохимические особенности.

Практическое значение исс-с-дований автора заключается в разработке комплекса критериев (в том числе принципиально новых) качественной и приближенно-количественной оценки рудной продуктивности рудно-магматических систем различных типов. Результаты исследований использованы при составлении региональных рабочих легенд к Сартангской и Полоусненской сериям листов Государственной геологической карты масштаба 1:£0 ООО и кеталлогенической карты Депутатской рудной зоны.

Основные занижаемые положения.

I. В развитии позднемезозойского магматизма подвижной зоны выделяются три этапа: доколлизионный-раннеколлизионный, коллизионный и гоздне-постколлизконнкй, е процессе эволюции которых происходила вертикальная миграция магматических очагов из верхней мантии в нижние, существенно феыические, а затем - в верхние, существенно сиалические горизонты коры, и на завершающем этапе - вновь их погружение на нганекороЕый уровень и далее -вплоть до недеплетированных горизонтов мантии. Доказан на кине-

ралого-геохииичесном уровне коровий характер магмообразуюцих субстратов для всех гранитоидных ассоциаций и участие глубинных флюидов в процессах магмогенерации. Связь глубинных и коровых образований прослеживается на всех этапах развития магматизма и таким образом в каждой структурно-тектоничпской зоне его производные могут быть объединены в один петрогенетический ряд.

2. Установлена латеральная магматическая зональность производных доколлизконного-ракнеколлиэионмого и коллизионного этапов, близкая типовой зональности "островная дуга - активная континентальная окраина", обусловленная погружением палеосеЛсмофокальной зоны и уровней магмогенерации под островную дугу и континентальную окраину. Магматизм поздне-постколлизионного этапа обладает близкими для всего региона особенностями, в значительной море обусловленными составом и интенсивностью глубинных флюидопотоков.

3. Большая часть профилирующих для региона золото- и олово-рудных месторождений связана с магматизмом коллизионного этапа. Ответственны за золотое оруденение раннехоллизионные производные андезитового геохимического типа. Оловоносными яшппотся па-лингенныэ коллизионные и позднеколлизионные гранитоидныо ассоциации. В зависимости от уровней генерации магм в различных по составу и степени метаморфизма горизонтах кристаллического фундамента и условий становления конкретных рудно-магматических систем формировались гранитоидныэ ассоциации различного состава, обнаруживающие андезитовый, плюмазитоиый или латитовый уклон и генерирующие соответствующие типы оловянного оруденения (касси-терит-силикатно-сульфидное, касситерит-кварцевое и редкометалль-ное, касситерит-силикатное). Основным источником олова были породы кристаллического фундамента. Глубинным магмам и глубинным флюидам принадлежала роль дополнительных источников тепла и эле-ментов-комплексообразователей.

4. Подтверждены теоретические положения о возникновении оловоносных рудно-магматических систем в восстановительных условиях

и эволюции при низкой фугитивности кислорода и высокой - воды и галогенидов. Установлено, что переход от систем, генерировавших месторождения халькофильного профиля, к системам, генерировавшим месторождения литофильного профиля, обусловлен ростом летучести и экстрагирующей роли фтора, содержания и фугитивнос-

ти воды б материнских расплавах при максимальной величине этих параметров в непосредственно преарудных магматических образованиях в рудмо-магматических системах всех типов. Золотоносные магматические системы эволюционировали в условиях максимальной фугитивности кислорода и хлора.

¿актичрскнй материал и методы исследований.

В работе обобщены результаты многолетних (1963-1990 г.г.) полевых и камеральных исследований автора по изучению поэдне-мезозойских магматических образований северо-восточных районов Якутии и их рудоносности, полученные при проведении специализированных исследований в составе лаборатории геологии и геохимии рудных месторождений Института геологии Якутского научного центра СО АН СССР, а также геологический съёмки масштаба 1:200 ООО. Исследования проводились преимущественно в главных оловорудных районах, где изучались как крупные плутоны, так и малые интрузивы и дайки, палеовулканические и субвулканические образования.

В основу было положено детальное изучение их петрографического состава по вертикальным и горизонтальным сечениям магматических тол и зон их контактового воздействия (автором выполнено детальное описание более 4000 петрографических сшивов) и состава породообразующих и акцессорных минералов. Породы и минералы подвергались полному силикатному анализу на 18 компонентов, включая редкие щелочи и летучие (более 2000 анализов пород, и около 500 - минералов), полуколичественному спектральному анализу на 33 элемента, количественному спектральному анализу ьа Ба, В, РЪ, йп, Си, Со, Яз., V, Сг, Ве, Ва, Бг', в породах И части минералов определено содержание золота спектрохимическим (более 1000) и нейтронно-активационным (около 400) методами; И, Аз, БЪ (400), ТВ (200) нейтронно-активациокным методом; выполнен лазерный анализ акцессорных сульфидов.(около 500). Вариации составов минералов изучались на микрозонде СоаеЬах-тз.кго в полированных пластинках и искусственных запрессовках (более 5000 анализов). В 50 пробах кварца магматических пород определен состав первичных газово-жицких включений методом газовой хроматографии и химическим анализом - состав водных вытяжек из них, в 40 пробах определены первтшые отношения изотопов стронция. В работе использован главным образом оригинальный авторский

материал. Подавляющее большинство анализов выполнено в лабораториях Института геологии ЯНЦ. Для обработки аналитических данных широко использовались методы математической статистики; для расчета Р-Т условий магматизма применена программа А.А.Графчикова-Р.Н.Копылэва "Банк минеральных термобарометров и программа пересчетов физико-химических параметров минералов".

Публикации и апробация работы.

По теме диссертации опубликовано ¿3 статьи и 1ри монографии: "Олоянно-вольфрамовое оруденеиие и магматизм Восточной Якутии" СМ.: Наука, 1979, соавторы Б.Л-Злеров и Я.В.Яковлев), Тра-нитоиды и связь с ними касситерит-сульфидного оруденения" (Новосибирск: Наука, 1965, соавторы С.П.Роев и Ю.С.Орлов) и "Поздне-мезозойский магматизм Селенняхского кряжа" (Якутск, изд.ЯНЦ, 1988, соавтор С.П.Роев). В первой из них автором полностью написана ч.1 (магматизм), последняя - в основном написана автором (что оговорено во Введении к этим работам). В печати находится монография автора Теология к рудоносность позднемезозойских магматических образований сегэро-востока Якутии" (Новосибирск, Наукй).

Результаты исследований автора докладывались и обсуждались на 27-й сессии МГК (Морква, 1984); сессиях Тихоокеанского геологического конгресса (Благовещенск* 1988; Хабаровск, 1959); на коллоквиуме в Центральном институте физики Земли (Потсдам,1990); на Всесоюзных совещаниях: У петрографическом (Алма-Ата, 1976); "Металлогения Сибири" (Новосибирск, 1987);."Генетические модели эндогенного рудообразования" (Новосибирск, 1981, 1985, 1990); "Оценка перспектив рудоносности геологических формаций" (Ленинград, 1988); "Критерии рудоносности и геохимическая типизация магматических образований" (Иркутск, 1988); на региональных петрографических совещаниях в Г.Г.Магадане и Иркутске, на сессиях Якутского отделения ВЫО.

Оснознкэ положения работы обсуждены и одобрены научно-техническими советами Якутской Центральной поисково-съемочной и Ленской экспедиций ПГО "Якутскгеология".

Структура и объем работы.

•Диссертация выполнена в Якутском институте геологических наук СО АН СССР и представлена в виде рукописи объемом 350 стр., состоящий из 7 глав, Введения и Заключения, и тома фактических

Приложений. I и 2 положения диссертации рассматриваются во П-У главах ("Принятая систематика магматических образований", "Геология и петрография магматических образований", "Акцессорные минералы", "Эволюция псзднемезоэойского магматизма"), 3 -в У1 главе ("Геохимические особенности, геохимические типы и рудоносность магматических образований"), 4 - в УП главе ("Флюидный режим рудно-магматических систем"). Они обсуждались с членсм-корр. АН СССР И.Я.Некрасовым, докторами геол.-мин. наук В.Д.Козловым, Л.(¿.Парфеновым, Б.Л.Флеровым, В.С.Шкодзин-ским, П. Тишендорфом, Г.Ю.Фёрстером; канд.наук А.Г.Бахаревым, В.Б.Белинским, Е.Н.Диманом, А.И.Зайцевым, В.Б.Спектором, A.A. Сурниным, А.И.Холмогоровым, Я.В.Яковлевым; вед.геологом ЦПСЭ ПГО "Якутскгеология" О.С.Орловым.

Всем им, а также своим помощникам по работе С.П.Роеву, М.В. Федотову, Т.П.КырбасовоИ и всем сотрудникам аналитической службы Института автор выраяает глубокую признательность.

Геологическое строение региона

Верхояно-Колымский складчатый пояс располагается на крайнем северо-западе Тихоокеанского подвижного пояса и протягивается в виде огромной дуги в близком меридиональному направлении почти на 2000 км при ширине от 500 до 1300 км. На северо-востоке он отделяется от структур Новосибнрско-Чукотской складчатой системы Ккно.-Анюйской тектонической зоной, продолжающейся и под четвертичными отложениями Приморской низменности: на юге его граница с Охотским массивом перекрыта слабо дислоцированными вулканогенно-осацочными образованиями Охотско-Чукотского пояса, а от краевых выступов выступов Сибирской платформы он отчленен Предверхоянским краевым прогибом. Расположенная на востоке внутри дуги область, известная ранее как Колымский срединный массив, сейчас большинством исследователей рассматривается как сложная гетерогенная структура, в.центре которой расположена Алазейская, или Алазейско-Олойская, эвгеосинклиналь или палеоостровная дуга,

Л.М.Парфенов (19.34, 1989) в составе мезозоид (рис.1) вы- • деляет Верхоянский складчатый пояс и Внутреннюю часть, в составе которой рассматривает Кулар-Нерский сланцевый пояс, Момо-По-лоусную и Алазейскую зоны. Мезоооиды заложены на древнем до-рифейском фундаменте, в котором обособляются архейские гранито-

Рис.1. Тектоническая схема Верхояно-Колымских мезозоид

по Л.М.Парфенову (Парфенов и др., 1988). I-Сибирская платформа. 2- С-У комплексы Верхоянской пассивной кон тинентальной окраины (А,й)-Адычанский антиклинорий, СТ-Сартангский синклинорий), 3-рифейские и Р¿,.2. образования Сетте-Дабанского (Ст) и Туора-Сисского (Тс) поднятий, 4-Р-Т - комплексы Аян-Урях-ского блока, 5-0хотский массив, 6-0молонский массив и Приколымс-коо поднятие: 7-9-Колымский блок: 7-С-У-вулканогенно-осадоадше образования Алазейского поднятия, 8- Рг»-2.отложения Улахан-Тас-кого (Ух), Полоусненского (Пс), Селенняхского (Сн), Тас-Хаяхтах-ского (Тх) и Иомского (Мс) поднятий; 9-отложения преддуговых прогибов Т-Э • 10-меловой Охогско-Чукотский вулкано-плутонический пояс, П-15-коллизионные образования: П-Уяндинско-Нсачненекий вулканический пояс Уд , 12-9э отложения Инъяли-Дебинского(ИД) и Полоусненского (Пн) синклинориев, Илинь-Тасского (ИТ)антиклинория, 13-меловые континентальные отложения Предверхоянского (Пр), Зырянского (Зр) и Момского прогибов.14-продольные пояса гранитоидов -Главный (Гл),Северный (Св), Тас-Кыстаоытский (ТК),Южно-Верхоянский (Ш),15-поперечные пояса гранитоидов, 16-постколлизионные континентальные вулканиты К-Р,18-кайноэойские отложения, 19-над-виги и взброоы, 20-сдвиги, 21-раэлогы

гнейсовые, гранулито-гнейсовые и серогнейсово-зеленокаменные пояса. В целом, в строении фундамента отчетливо выделяется два структурных этажа (Мионин и др., 1967). Нижний по преобладанию пород основного состава (в том числе по присутствию базит-анор-тозитоьих комплексов) может быть определен как "базальтовый горизонт" коры. Верхний структурный этаж сложен б основном гра-нито-гнейсами, доля которых в фундаменте Сибирской платформы в целом оценивается в 70-7Ь%. Предполагается близость их грану-литам Алданского дата (Тектоническая природа ..., 19341.

Большая, западная часть Верхояно-Колкмских мезозоид сложена терригеннкми иельфовими образованиям! верхоянского комплекса, перекрывающими карбонатные и терригенно-карбонатные, также шельфовые образования нижнего-среднего палеозоя и рифея, вскрывающиеся в окраинных антиклинориях. По направлению от платформы к Кулар-Нерскому сланцевому поясу лигунные и прибрежно-мор-ские отложения постепенно вытесняются отложениями открытого шельфа и глубокоьоднгаи, формирующимися у подночия континентального склона и в малом океаническом бассейне. Суммарная мощность осадочного чехла в этом направлении возрастает от сотен метров до 14-16 км. Длительность его формирования и отсутствие крупных стратиграфических перерывов вместе с относительно слабым проявлением вулканических процессов определяет положение отой части региона как пассивной окраины континента (Парфенов, 1934). Образование её большинством исследователей связывается с неоднократным проявлением рифтогенела. При этом растяжение и утонение коры компенсировалось накоплением мощных осадочных толщ. Наиболее интенсивно такие процессы происходили и пределах субмеридиональных зон (современнее структуры хребтов Вер- • хоянский и Черского), тогда как расположенный мекцу ними блок (современные структуры Адычанского антиклинория) оказался заметно меньше затронут растяжением (Натапов, Ставский, 1983). Он характеризуется минимальной для. региона мощностью осадочного чехла (4-6 км) при значительной мощности континентальной коры. По геофизическим данным (Суворов, Корнилова, 1985), суммарная мощность литосферы уменьшается от Сибирской платформы к Икьяли-Дебинскому синклинорию от 40-44 до 24-26 км.

Рифейско-среднепалеозойские терригенно-карбонатные породы Момо-Полоусной зоны фациатьно и по комплексу фзунистических остатков сопоставимы с одновозрастнкми породами краевых высту-

пов платформы, и формировались в пределах единого шельфа. Но в позднем палеозое - раннем мезозое в отличие от синхронных отложений верхоянского комплекса, здесь картируются вулканогенно-осадочные породы резко сокращенной мощности, включающие олисто-литы поэднепалеозойских известняков. Установлено покровное ал-лохтонное залегание крупных блоков карбонатного палеозоя на мезозойских образованиях, что Еместе с наличием здесь о^иолитов с возрастом 2,2-2,5 млрд.лет и сложнейшим тектоническим строе-■ нием позволило рассматривать эти структуры как террейны, при-члененные к палеоостровной дуге и вошедшие в состав её аккреционных клиньев (Парфенов и др., 1988; Статский, 19ЭЭ).

В восточной части Алазейского поднятия известны небольшие выступы метаморфических пород сиалического фундамента, перекрытые чехлом полого залегающих палеозойских отложений, а во внутренних частях среднепалеозойский разрез представлен сложнодис-лоцированными основными вулканитами, их туфами, яшмами и грау-вакками в ассоциации с кремнисто-терригенньс/л породами, то-есть близким океаническому комплексом. В позднем палеозое здесь накапливались прибрежно-морские и континентальные отложения комплекса поднятий островных дуг, прорванные интрузивами габбро-плагиогранитного состава. Синхронные верхоянскому комплексу образования представлены вулканогенно-осадочными толщами с прослоями туфов, базальтов, андезитов (реже, дацитов), кремнистых и кремнисто-глинистых пород, и перекрыты средне-позднеюрскими глинисто-песчаными отложениями. В прогнутых участках появляется флиш, а в низах разреза - горизонты лав и туфов базальтов и андезитов известково-щелочного типа, сопоставимых с вулканитами современных островных дуг. Л.М.Парфеновым (1989) вулканоген-но-осадочные комплексы Алазейского поднятия рассматриваются как отлоясния на склоне энсиалической островной дуги и преддугового прогиба. В то же время для примыкающей с запада Момо-Зырянской впадины предполагается океанический характер фундамента (Став-ский, 1988), что говорит о гетерогенном в целом основании палеоостровной дуги. Аккреционный клин дуги трассируется положительными магнитными аномалиями, которые связываются с присутствием на глубине 5-6 км пород основного и ультраосновного состава - остатками океанической коры.

В разрезе отложений Южно-Аиойской зоны наличествует класси-

ческая "триада": океанические кремнистые породы, офиолиты и вулканогенно-граувакковые толди. Предполагается, что раскрытие Анюйского океанического бассейна происходило в ранней юрэ и он был отделен от Тихого океана палеоостровной дугой, остатками которой и является Алазейско-Олойская система.

Между Анюйско-Святоносской звгеосинклинальной системой и Полоусненским синклинорием располагается зона тылового прогиба, практически полностью перекрытая чехлом рыхлых четвертичных. отложений. Ь редких коренных выходах вскрываются юрские осадочные и вулканогенно-осадочные породы, имеющие вблизи шовной зоны отчетливые признаки островодужных комплексов. По геофизическим данным, в погребенных структурах предполагается широкое развитие вулканитов среднего состава и гетерогенный характер фундамента, тогда как фундамент Полоусненского сик-кли-нория - континентально-метаморфичсский, значительной мощности. Таким образом, территория, занятая в современном плане горными сооружениями хр.Полоусны.Ч и Улахан-Тас, представляла собой блок, заложенный на фундаменте континентального типа и узким клином вдающийся между блоками с гетерогенным или океаническим фундаментом.

Наиболее ранние проявления мезозойской складчатости в регионе с позиции плитной тектс.шки обусловлены причленением в средней юре Прикольмского и Омолонск ОГО иЛ оков к Алазейской палеоостровной дуге с формированием Колымского гетерогенного микроконтинента и последующей его коллизией с карбонатными блоками Момо-Полоусной зоны и Верхоянской пассивной континентальной окраиной. Складчатость, сопровождавшаяся образованием многочисленных надвигов, последовательно, начиная с батского времени, продвигалась по направлению к платформе и завершилась в конце раннего мела (Парфенов и др., 1938).

Магматизм и металлогения меэозоид определяются главным образом процессами коллизии. В батское время в результате коллизии возникли узкие Кордильеры, в пределах которых в поздней юре формировались вулканиты Уяндинско-Ясачненского пояса, несущие черты как рифтогенных (Сурнин, 1990), так и островодужных образований (Трунилина, Роев, 1988; Гедько, 1988). С ними связаны сереброносные барит-полиметаллические месторождения (Селеннях-Оыулевская полиметаллическая зона ). В преде-

лах континентальной окраины б поздней юре образовался комплекс субвулканических и малых интрузивов пестрого состава, с которым пространственно и, вероятно, генетически связаны небольшие золотые и золото-серебряные проявления. Магматические породы обнаруживают латеральную зональность составов, обусловленную погружением уровней магмогенерации по направлению к платформе.

Дальнейшее развитие процессов коллизии привело к плавлению пород кристаллического фундамента с последующим образованием вдоль границ континентальной окраины поясов крупных гранитоидных плутонов - Главного и Северного. Во внутренних частях континентальной окраины в зонах глубоких поперечных разломов фундамента, возникших как трещины растяжения при столкновении края Сибирской платформы с Колымским микроконтинентом, происходило становление интрузивных рядов штокооб-разных и трещинных тел. С гранитоидами связаны месторождения золота, цветных и редких металлов. Латеральная зональность состава гранитоидов в целом повторяет таковую магматических пород предшествовавшего этапа. С ней согласуется и металло-геническая зональность (с востока на запад): Полоусненско-Колымская зона с касситерит-(вольфрамит)-кварцевым и боро-оловянным скарновым оруденением, Инъяли-Дебинская олово- и золотоносная, Эльги-Полоусненская касситерит-силикатно-суль-фидная, Восточно-Верхоянская полиметаллическая зоны.

Позднемеловой-палеогеновый этап развития территории знаменуется антидромным развитием магматизма - сначала кислого, а затем щелочно-основного, проявленного в основном в эффузивной и субвулканической фациях и обладающего обшими для всего Северо-Востока СССР чертами. С кислыми комплексами связано золото-серебряное и сереброносное касситерит-силикатное оруде-нение. Ртутные, сурьмяные и сурьмяно-ртутные пояса и зоны контролируются региональными крутопадающимн зонами разломов и накладываются на рассмотренную зональность. В большинстве случаев признаки связи этого оруденения с какими-либо магматическими образованиями отсутствуют.

Своеобразие тектонического положения северного обрамления Колымского гетерогенного микроконтинента обусловило особенно интенсивное проявление и эффузивного, и интрузивного магма-

тиэма, тесное переплетение в пространстве и времени производных глубинных и коровых магм, и как следствие, полиме-талльность и поли^-ормаиионност-ь продуцируемого оруденения. В распределении магматических образований здесь также намечается поперечная к границам крупных структурных единиц зональность, но менее четкая и более "сжатая". Для гранитоид-ных образований характерно сочетание оловянного и подчиненного золотого оруденения с серебряный, висмутовым и сурьмяным.

История изучения магматизма территории связана с именами Ю.А.Билибина, В.Т.Матвеенко и Е.Т.Шаталова, В.В.Ёловсхих, Ю.П.Ивенсени, И.Я.Некрасова, Б.Л.Флерова, Г,А.Гринберга,Л.Н. Индолева и др., заложивших общие принципы эволюции магматизма и закономерностей связи с ним оруденения.

Принятая систематика и размещение 'позднемезозойских магматических образований

Рациональная систематика магматических образований имеет важнейшее значение не только для понимания процессов эволюции магматизма и металлогении, но и для корректных палеогео-динамических реконструкций. В систематике магматитов используются различные подходы. Наиболее разработанным является форкационный анализ, развиваемый школой О.А.Кузнецова (1964) Под магматической формацией при этом понимается "естественная ассоциация изверженных горных пород, тесно связанных меж ду собой парагенетически и сопровождаемых определенным набором рудных месторождений".' Поскольку породы близкого петрографического состава могут входить в разные ассоциации, для их разграничения и правильного определения объема формации представляется необходимым дополнить понятие формации "минералогическим" содержанием и рассматривать в качестве таковой естественную ассоциацию магматических пород с характерными типоморфными особенностями породообразующих и акцессорных минералов.

В настоящее время все большее значение придается выявлению геодинамической позиции магматических образований. В этом плане, одной из наиболее удачных, по мнению автора, является петрохимическая классификация Л.С.Бородина (1987), созданная на основе обобщения данных по химизму изверженных пород типо-

вых в геотектоническом отношении провинций: островодужных, окраинно-контикентальных, рифгогенных и т.д. Эволюционному ряду формаций от океанической толеитовой до субцелочной и щелочной рифгогенных соответствуют по этой классификации главные петрохимические тренды магматической дифференциации. Основная её задача заключается в выявлении генетических связей, отражающих общие геодинамические и петрологические закономерности.

В то же время петрохимически близкие породы иногда могут появляться в разных геодинамических обстановках. Для более надежного установления их различий используется геохимическая характеристика. Геохимическая типизация магматических пород ■разработана Л.Б.Таусоном и его учениками (Таусон, 1977,1984; Таусон и др., 1988; Кузьмин и др., ГЭ68) и широко используется главным образом для металлогенических построений. Сложность применения этой систематики, наиболее перспективной при прогнозной оценке территорий, для магматитов рассматриваемого региона обусловлена крайне недостаточной степенью их геохимической изученности. Кроме работ И.Я.Некрасова и более поздних - автора и Ю.С.Орлова, можно отметить только исследования Ю.Д.Недосекина (1988), выделившего плюмазитовый и агпаитовый 'геохимические типы среди редкометалльных гранитов Северо-Востока СССР, С.Ф.Сегалевич (1987, 1938) и А.Г.Бахарева (Бахарев <и др., 1988) по магматическим образованиям хр.Улахан-Тас.

Важное место среди генетических классификаций занимает .расчленение гранитоидов на Х- и s- типы, предложенное Б. Чаппелом и А.Уайтом в 1974 г. и усовершенствованная ими в более поздних работах (White, Cheppell, 1977; Cheppell, 1984; White е.a.,1986),а также более дробные классификации на той же основе. Разделяя мнение о фундаментальном значении данной систематики, автор не счел возможным её применение для магматических образований региона в силу крайне ограниченного объема изотопных данных и их противоречивости.

Исходя из всего вышесказанного, предлагается многоранговая ■ последовавельная систематика магматических образований: ввде-ленио петрохимических серий на основе систематики Л.С.Бородина - выделение магматических формаций на петрографо-минерало-гической основа - геохимическая типизация на основе классифи-

нации Л.В.Таусона (табл.1).

В целом наиболее сложная картина наблюдается в структурах, обрамляющих Колымский микроконтинент, что обусловлено коллизией плит с разным состивом кристаллического основания и сменой геодинамических режимов на разных этапах её эволюции. В вертикальном ряду магматических ассоциаций мантийные и ман-тийно-коровые образования сменяются коровыми и вновь мантий-н-ыми и таким образом прослеживается полный магматический цикл жизни подвижной зоны. С удалением от зоны перехода быстро сокращаются в объеме производные ранних этапов магматизма, сначала резко возрастает, а затем также резко падает объем собственно коллизионных образований. Производные поздне-посткол-лизионного этапа распространены повсеместно, но максимальное их проявление наблюдается вдоль зон структурных швов и крупных тектонических нарушений (рис.2"».

Эволюция позднемезозойского магматизма северо-востока Якутии

Начало гозднемезозойского магматизма знаменуется излиянием у восточных границ региона в келловее и оксфорде сазальтоид-ных магм, производные которых объединены в базальт-кератофиро-вую, пикрит-базальтовую и базальт-андсзит-риолитовую формации, сменяющие друг друга по латерали и обнаруживающие отчетливую зональность составов вкрест простирания основных складчатых структур.

Производные базальт-кератофировой формации развиты в Южно-Анюйской зоне и прилегающих к ней районах Алазейской зоны. Преобладают шаровые лавы и лавобрекчии толеитовых базальтов, андеэибазальтов, спилитов, перемежающиеся с глинисто-кремнистыми образованиями. В меньшем количестве развиты субщелочные натровые (до На-трахитовых) базальты. Подводный характер вулканизма и ассоциация с интрузиями ультрабазитов сближают эти породы с базитамк СОХ или приокеанических сегментов островных дуг. По основным петро- и геохимическим параметрам (табл.2) они также близки натровым толеитовым сериям инициальной стадии развития энсиматичес.ких остроЕных дуг. Преобладание Ва над Ьа (нормировснное по хокдриту), повышенные концентрации микроэлементов группы железа отличают их от океанических

Рис.2. Петрохикическив серии поэднемезозойских магматических пород северо-востока Якутии.

Инструзивные породы: I - известковые низкокалиевые островодуяс-ные, 2 - известково-щелочные пониженнокалиевые, раннеколлизи-онные, 3 - известково-целочные среднекалиевые, коллизионные,

4 - известковочцелочные повышенрокалиевые, коллизионные;

5 - высококалиевые поэднеколлизионные» б - латитовьга и К -трахитовые (до базанитовых). Вулканические породы: 7 -трахитовые субокеанические, Э - известковые низкокалиевые толеитовые и известковочцелочные островодужные, 9 - высококалиевые поздяеорогенные, 10 посторогенныв латитовые (до К-тра-хото.вых).

толеитов, а распределение РЗЭ в них промежуточное между типовым для островодукных базальтов и базальтов СОХ и почти идентично' таковому для островодужных толеитовых базальтов Командорских островов (Богатиков, Цветков, 1983). Такие серии (Зоненшайн и др., 1976) широко распространены в краевых, приокеанических частях зрелых дуг, где они, как и в рассмотренном случае ассоциируют с ^-щелочными базальтами, либо в юных энсиматических дугах. Субстратом магмообразования, по геохимическим данным, служили океанические гарцбургиты при участии небольшого количества пелагических осадков, погружавшихся вместе с океанической плитой в зоне субдукции и послуживших, вероятно, основным источником Ва и легких Р.ЗЭ.

Локализованные в Алазейской и Момо-Полоусной зонах производные базальт-андезит-риолитовой формации близки иэвестково-щелочным сериям. На диаграмме АРМ (рис. 3) точки их составов ложатся вдоль линии раздела известково-щелочных и толеитовых серий. Сочетание наземного и подводного типов излияний, большое количество пирокластики, ассоциация с турбидитовыми отло-» жениями, а также постоянное присутствие во всех породах водо» содержащих темноцветных минералов, как и их петро- и геохимические особенности (табл. 2), - являются прямыми признаками принадлежности их к островогужным сериям энсиалических отрезков развитых островных дуг или дуг с гетерогенным основанием,

С удалением от границ Колымского блока на запад во внутренние районы мезозоид вулканизм быстро затухает, водонасьпценные магмы сменяются более сухими, а по петро- и геохимическим особенностям производные этого гтапа магматиз'.'а приближаются к образованиям активных континентальных окраин (Инъяли-,"ебинский синклинорий) и внутриконтинентальных образований (Адычанский ан-тиклинорий). В северном обрамлении Колымского микроконтинента р зоне сочленения его с Полоусненским синклинорием и последнего -с погруженными структурами Приморской низменности широко развиты наземные вулканиты известково-щелочной серии, в ряде участков с антидромной последовательностью развития, и в сочетании- о породами субщелочной серии, что вместе со спецификой состава

Схема расчленения позднемезозойских магматических образований Северо-Востока Якутии

Таблица 1

Возраст • Геодинамический г : режим

Петрохимическая серия

Магматические :Ведуциз геохимическиз; Районы максимального формации : типы : проявления

Главный тип оруденения

К2-Р

Постколлиэионный

Позднеколлиэионный

Коллизия палеоост-ровной дуги и континентальной окраины

VI

Эз'

Раннеколлизионный

Палеоостроводужный (развитых дуг) и активной континентальной окраины

Палеоостроводужная (приокеаническая)

Растяжения в задуго-вых бассейнах

латитовая

К-трахитовая

базанктовая

высококалиевая позднеорогенная с отклонением к ла-титовой

повышенно-калиевая орогеннап

отвечающая главному

известково-щелочному

тренду

умеренно-калиевая оро генная

пониженно-калиевая ранноколлизионная или островодужная

низкокалиевая известковая

толеитовая

сошонит-латит-трахириолитовая

дацит-риолитовая

гранит-лэйкогра-нитная

гранодиорит-гренитная

диорит-гранодио-■рит-гранитная

тоналит-грано-диоритовая

базальт-андезит-риолитовап

базал'ьт-керато-фиропая

пикрит-базальто-вая

латитовый

палингенных грани-тоидов извостково-щелочного ряда плюмазитовых редко-метальных гранитов

палингенных извест-ково-щелочных гра-нитоидов

то же, с отклонениями к андезитовому

андезитовый

известковочцелочных андезитобазалътов

толеитовых базальтов (близких СОХ)

толеитовых базаль-тоз (переходная к континентально-толеитовому)

сочлэнэние крупных разломов, структурные швы

протяженные глубокие расколы фундамента, особенно во фронтальных частях зоны коллизии

центральные части синклинорных структур с максимальной мощностью осадочного чехла

зоны скучивания

редкоземельный (золотое)

касситерит-силикатный маяо-. сульфидный, касситерит-ред-кометальный, олово-серебряный, золото-серебряный с сопутствующим оловом

касситерит-кварцевый редко-метальный (литий-фтористый)

оловоносных скарнов

зоны поперечных разло- касситврит-силикатно-суль-

мов фундамента во фидпый с сопутствующим зо-

внутренних частях кон- лотом тинентальной зоны

золото-кварцевый

зона сочленения Колымского микроконтнкента и Верхоянской континентальной окраины

зона сочленения Алаяей- проявления серебро-полиме-ской палеоостровной таллического и золото-се-даги и Верхоянской кон- ребряного типов тинентальной окраины

Шно-Анюйская зона .

рифтогенные структуры полиметаллический

Таблица 2

Средний состав позднеюрских базитов Верхояно-Колымских мезозоид

Компоненты

I

2

3

4

ь

а

ТГо""

110,

СоО

Ко-0

К,0

Р~0

ЙЪ

Со

ги

V

Сг

Ва

Зг

Ьа

Се

вш

Ей

ТЬ

У

Ьи

ВаАа

ЙЪ/$г

К/ПЬ

Ьа/ап

ЬаЛЬ

НЪ

Нй

Л<

Л

49,94 1,41 15,14 11,12 6,81 10,05 3,17 0,32 0,15

29 65 213 230 199 250 8,2 25,5

1,36 2,35 0,38 30,5

1.7

3,4 135 19

0,32 2.1

47,89 1,80 15,57 11,05 5,95 7,27 3,92 0,73 0,35 40 30 84 221 234 390 240 24,5 39,4

6.7 1,94 1,53 2,06 0,49

9.8 0 1

151 3,7 II,9 158 18

0,27 2,7

51,14 1,09 15,60 8,58 6,88 7,04 2,92 1,00 0,22 60 30 50 180 220 120 870

2,4 55 5,4 1,56 1,47 2,46 0,34 36,2 0,2 138 4,4 9,8 160 10

0,35 3

51,80 0,94 ТЬ ,76 6,20 7,46 6,65 2,27 1,40 0,17 60 28 80 120 230 120 400 19 • 66

4.2 1,74 1,50 2,05 0,33

21 I 0,5 194 4,5

9.3 173

7

0,42 I

50

Т

16 6 6 7

. 3 I

0 120

26 ПО 142 210 240 1000 28 66 6

1

1

2 О

41 О '66 ■ 4 14 198 14 О 12

,89 ,10 ,ьь ,30 ,26 ,56 ,06 ,92 ,£3

;?7

,25

•Й ,0

,35

52,48 0,90 15,1? 7,16 6,02 6,77 2 30 2,59 0,26 ПО 24 170 ПО 210 410 1200 36 69 6,9 1,65 1,89 2,16 0,34 33,3 0,29 180 5,14 16 7 220 12 0,33 6

53,10 0,78 16,15 8,23 5,56 8,06 2,23 1,28 0,65 ПО 21 70 150 140 350 600 16,5 23

5.2 2,6 0,6

2.3 0,22

36,4 0,04 97 3,2 7,2 165 7

0,33 7

54,78 0,84 15,11 6,58 7,33 7,21 3,07 2,81 0,46 130 40 40 54 220 700 1100 35 76 9

2,9 4,1 3,3 0,11 31,4 0,19 179 3,9 10,6 222 13

0,36 22

1-Южно-Анюйская зона, З41линь-Тасский антиклинорий. З-Момо-Полоусная зона, 4-Инъяли-Дебинский синклмнорий, 5-Адычанский антиклинорий, восточная часть, б-то же, западная часть, 7-По-лоусненский синнлинорий, южная часть, 8-фо же, северная часть.

Нб-глубина до сейсмофокальной зоны (1Ы0,7 Ко0 - 3,093з10?'4"

276,93 (Пискунов и др.,1979). ^

Нм-глубина зарождения магмы (Перчук и др.,1932). ^ «-индекс Куно ( 1^0x1 оо/Ь!яСЬРе0+К20+Не20)

л геохимический коэффициент Л.В.Таусона (1984).

а

Рис.3. Диаграмма A (Na¿0+K,0) - F (FeО) - М (MgO) для поэднемезозойских магматических пород северо-востока . Якутии. Производные магматических формаций: I - пикрит-базаль-товой, 2 - токалит-гранодиорцтовой, 3 - баэальт-андезит-риоли-товой, 4 - коллизионных гракигоицов диорит-гранодиорит-гранит-кой, гракпдкорнт-гранитной и грашт-лейкогранитной формаций, 5 - позднаколлизионной дацит-риолитовой и б - постколлизионной шошонит-латит-трахкриолитовой формаций. Тренды дифференциации: А - Скергаардского интрузива, Б - базальтов Гавайских островов, Е - линия раздела толеитовой и известково-щелочкой серий.

*1 *г «з

ОВ 07

РисА Р-Т диаграмма системы гранит-вода при независимых Р общ. и Р Н/>0 (Вгоут, 1970) для позднеыезо-зойских гранитоидов северо-востока Якутии.

I - для гранодиоритов и гранитов тоналиг-гранодиоритовой формации, 2 - диориг-гранодиорит-гранитной, 3-4 - грано-диорит-гранитной - главных фаций и даек второго этапа, 5 - гранит-лейкогранитной, 6 - то же, Такалканского массива, 7 - для производных дацит-риолитовой формации.

магматитов сближает эту часть региона с активными окраинами андийского типа.

Производные пикрит-баэальтовой формации приурочены к системе грабенов в пределах Илинь-Тасского антиклинория и представлены субщелочными (натровыми) миндалекаменными базальтами, суб^елочными долеритами, реже - толеитовыми базальтами, лавобрскчиями и туфами основного состава. С ними ассоциируют комагматичные интрузивные тела основных пород. От островодуж-ных серий данная ассоциация пород отличается повышенной тита-нистостью, близким рифтогенному характером петрохимических трендов и трендов распределения РЗЭ, но с сохранением низких значений Ьа/ХЪ и Ва/Бг отношений, более присущих острово-дужнш базальтам.

Производные тоналит-гранодиоритовой формации следуют непосредственно за базальт-андезит-риолитовой и смещены к внешней части Момо-Полоуснои зоны и примыкающему края континента. Повышенная натровость пород, отклоняющийся к толеито-вому тренд дифференциации, отсутствие нормативного корунда в составе, близкий I - гранитам характер породообразующих и акцессорных минералов: высокая хлористость амфиболов, биотитов и апатитов, низкая, "габбровая", величина ИГ/2,г отношения в акцессорных циркона.., низкие первичные отношения Бг 87/ Бг 66 (0,704-0,7Об) при небольшой расчетной глубине заложения магматических очагов (26-29 км), свидетельствуют о их генерации в пределах субстратов фемического характера в зоне аккреции. Габбро-тоналит-гранодиоритовые или тоналит-гранодиорит-гранитные ассоциации являются индикаторными для поздних стадий развитых дуг и располагаются в самых тыловых их частях или на прилегающей части континентальной окраины. Резко дифференцированный тренд распределения РЗЭ с обогащенностью легкими РЗЭ при близких хондриту концентрациях тяжелых и при отсутствии Ец-мннимума, вместе с наличием реститового граната и ксеногенных кварц-клинопироксековых срастаний эклогитоеого парагенезиса, позволяет связывать образование данной серии пород с селективным плавлением эклогитов в мантийных условиях.

В целом, в поперечных сечениях Веряояно-Колымских мезозоид от Южно-Анюйской к Алазейской зон к Момо-Полоуской зоне и далее - во внутренние районы мезозоид происходит закономерная

смена минеральных парагенезисов пород (оливин-клинопироксе-новая раннемагматическая ассоциация вытесняется кликопирок-сен-пижонитовой, клинопироксен-гиперстеновой я далее - оли-вин-ортопироксеновой), возрастают суммарная щелочность, кали-натровое отношение (с переходом к субщелочным сериям), содержание нэкогерентных элементов и все более дифференцированными становятся тренды РЗЭ. Это мо^.ет рассматриваться как следствие погружения очагов магмообраэовянин (Грин, Рингвуд, 1970; Кузьмин» 1988), что подтверждается и расиэтнкг/и данными по определению глубин до сейсмофокальной зоны л уровней магмогенерации (см.табл.2). Максимально распространены породы этого этапа магматизма в пределах Колымского гетерогенного микроконтинента и Момо-Пслоусной зоне, а с удалением во внутренние районы мезозоид количество и размеры сложенных ими тел быстро убывают (рис.2».

Подобная латеральная зональность описана для многих остро-в-одужных систем и зон их коллизии с активными окраинами континентов и является показателзм существования под соответствующими структурами зоны Беньофа, погружающейся ПОд островную дугу и континент (Богатиков и др., 1987; Зоненшайн и др., 1976). Соотношение индекса дифференциации и 3102 в базитах, как и близкие I начальные соотношения Еи/Еи* свидетельствует о мантийном происхождении материнских магм, а закономерное уменьшение этого отношения с ростом кремнекислотности пород (0,9-0,5) и появление при этом небольшой отрицательной аномалии Ей - о ведущей роли процессов кристаллизационной дифференциации в создании многообразия пород, в том числе и андезитов ( Еи/Еи* 0,6-0,7).

Производные пикрит-базальтовой формации, имеющие, близкий рифтогенному характер и максимальную расчетную глубину выплав-лсния) параллелизуются с вулканическими поясами задуговых бассейнов, где, параллельно с преобладающим в окружающих коллизионных структурах сжатием, фиксируется горизонтальное растяжение (ОШ, 1981).

Дальнейшее развитие процессов коллизиции привело к окучиванию континентальных масс в зоне сочленения и выплавлению в результате огромных объемов палингенных гранитоидных магм с образованием орогенных (коллизионных) и позднеорогенных ассоциаций, в составе которых также прослеживается латеральная

зональность. Во фронтальной части континентальной окраины с наиболее утоненной корой при максимальной мощности осадочного чехла в условиях максимального теплового потока кристаллический фундамент подвергся почти сплошной гранитизации (Еловских и др., 1972), а е ьерхнеу. структурном этаже формировались круннчс пластинсобразные плутоны граннт-лейкогранит-ной формации. С удалением во внутренние зоки мезозоид, с одной стороны, к непосредственно в зоне сочленения (где в результате скучикания мощность литосферы также возрастает), -с другой, образовались средние по размерам и вертикальной протяженности тела гранодиорит-гранитной формации. И, наконец, в тыловых зонах с максимальной мощностью коры при минимальной - осадочного чехла - происходило становление попереч- . кык рядов радиально протяженных гтокообразных и трещинных тел дкорит-гранедиорит-гранитной формации.

В поперечных сечениях мезозоид при этом в породах равной крсмнекислогнссти закономерно растет концентрация К (при сохранении почти неизменной концентрации нетрия) * Во, 5г, легких РЗЭ. Так, для гранитоидньве массивов со средним содержанием 3102 около 7ГД содержание Ко0 увеличивается от 3,7 до 4,2Я; Вз - от 370 до 1900 г/т; йг от 130 до 430 г/т, более дифференцированным становится тренд распределения РЗЭ с возрастанием их суммы, главным образом, за счет легких РЗЭ. При этом расчетная глубина магмогенерации увеличивается . от 16-20 до 36-39 км, а средневзвешенный состав ассоциаций меняется от гранитного до гранодиор/.гоЕого с уменьшением количества и размеров гранитоид.чых массивов. Однотипность изменений составов догранитоидннх, мантийного генезиса, и гранигоид-ных коровых ассоциаций находит объяснение в подъеме глубишшх потоков тепла и вещества, обеспечивших плавление в верхней мантии и подготовивших кору к началу мзгкообразования. При этом кали-натровое отношение в породах служит показателем глубинности инициального магматизма и связанных с ним флюидов, что обусловлено порядком твердофаэовых превращений в мантии (¥/у111е, 1973; Кузьмин и пр., 19Й8); с другой - индикатором интенсивности развития процессов взаимодействия магмообраэукцих субстратов с глубинными эманациями. В качестве материальных следов такого взаимодействия мо.чно рассматривать находки само-

родных Ре и N1 , муассаннта и железистого кордиерита (Труни-лина и др., 1984) в коровых грани.тоидах региона, развитие в них аномальных минеральных ассоциаций (магнезиального "габбро-вого" биотита, высокохлористого апатита). Особенно часты такие "следы" в гранитоидных массивах поперечных рядов и хр. Полоус-ного.

Унаследованнооть и преемственность специфики глубинного и коревого магматизма доколлияионногс-раннеколлизионного и коллизионного этапов позволяет объединять их производные в каждой тектонической структуре в единый петрогекегический ряд.

Все коллизионные гранитоиды принадлежат известково-щелочным сериям - от средне- до повышеннокалиевых. Становление диорит-гранодиорит-гранитной формации многофазное: диориты - граноди-ориты и граниты - калиевые лейкограниты - лейкограниты и граниты повышенной натровости (до редкометалльных аляскитов) - диорит-ламлрофиры. Сопряженное оруденение представлено различными минеральными типами касситерит-силикатно-сульфидной формации и подчиненным золото-редкометалльным. Типэморфные особенности производных формации: амфибол-биотитовый (с редким пироксеном) парагенезис темноцветных минералов с преобладанием их поздне-магматических генераций, пониженная фтористость, глиноземистость (18-22%) и железистость (45-70$) биотита, средняя и низкая упорядоченность полевьгх шпатов, высокая температура их кристаллизации - 850-950°С по прямым замерам гомогенизации расплавннх включений (Шилин и др., 1973), - свидетельствуют о низкой водо-насыщенности исходных магматических расплавов (Р Н^О 0,3-0,8 кбар при С 1^0 1-3% в расплаве на момент кристаллизации ран-немагматического биотита, рис. 4), возрастающую по мере кристаллизации, Низкая водонасыщенность расплавов отражается и на составе газово-жидких включений в кварце - 389-450 мг/кг пробы ^0 для гранитоидов главных фаций и до 1300 мг/кг - в наиболее дифференцированных поздних производных (по данным газовой хроматографии). Химическим анализом в водных вытяжках из кварца магматических пород определены высокие концентрации-Сх", БО^, НСО" при относительно низком содержании

Состав глубинных ксенолитов (хлоритовые, слюдисто-дисте-новые сланцы, ортоамфиболиты, измененные основные эффузивн ),

пироп-альмандиновый (до 20-2Э£ шропового минала) состав гранатов, высокие (до 70) значения М/Ът отношений в акцессорных цирконах, повышенные содержания хрома (до 0,2^) в ильменитах, присутствие среди ксеногенных минералов дистена, силлиманита и андалузита, а также расчетная глубина образования расплава (30-36 км) позволяют развивать представление о заложении магматических очагов в нижних горизонтах коры, имеющих фемический профиль, или с существенным развитием суб- . стратов повышенной основности, метаморфкзованных в условиях гранулитовой фации, с последующей миграцией их в более высокие горизонты. По экспериментальным данным (С1егаепг, 198*0, в таких условиях будет происходить выплавление маловодных магм среднего и кислого состава. По характеру соотношения пстро-генных окислов и редких элементов они сопоставляются с оро-генньми известково-щелочными сериями. Европиевый минимум в породах диоритового и граподиоритового состава отсутствует или очень слабо выражен, в породах хр.Полоусного отмечается его небольшой максимум, а в целом тренды РЗЭ близки трендам гранитов 1-типа (рис.5). Первичные отношения изотопов Бг в них низкие - 0,703-0,710 - вплоть до мантийных значений, что часто трактуется кик следствие мантийного генезиса таких гранитокдов. Но мантпйно-коровые метки имеют и терригенно-осадочнне породы верхоянского комплекса - 0,703-0,712 (Ненашев, Зайцев, 1965) и кристаллические сланцы фундамента г-0,705-0,706. Могут они быть обусловлены и присутствием среди нижнекоровых субстратов, внедрившихся незадолго до образования гранитоидного очага осноэных магматических пород (Тейлор, Ыак-Лсннан, 1988).

Гракит-лейкогранитная формация представлена крупными плас-тинообразными и плитообразными плутон&ми одно- или двухфазового строения. Сопряженное оруценение - касситерит-кварцевое и грейзекоЕое. Для рудоносных массивов характерен камерно-эмана-ционный тип кристаллизации. Производные формации характеризуются Сиогит-мускобитовым (реже биотитовым) парагенезисом цветных минералов, повышенной глиноземистостью (23-30'/) и железис-тостью (65-85 %) биотитов, упорядоченным характером полевых шпатов, высоким содержанием фтора в биотитах, апатитах и кварцах. Всё это указывает на кристаллизацию их из низкотемператур»

ного, богатого водой расплава (Р около 2 кбар при С Н^О 5-о>- (рис.4). Прямые замеры температур гомогенизации гаэово-жидких включений в кварце дали значения Ь50-650°С (Роев, 1981) при содержании воды в нем, по данным газовой хроматографии, 1900-2500 мг/кг пробы. Состав глубинных ксенолитов (микроклиновые гнейсо-граниты, биотитовые и биотит-амфиболовые кристаллические сланцы амфиболитовой фации метаморфизма), спессартин-альмандиноЕый состав гранатов, низкие (до 40) значения Zr/Bî отношений в акцессорных цирконах, как и расчетная глубина образования гранитного расплава (16-20 км) определяют заложение магматических очагов в верхних, существенно сиалических горизонтах кристаллического фундамента, богатых, по данным геолого-геохимических исследований (Геохимическая модель ..., 1981) водой и фтором. Резко дифференцированный характер распределения РЗЭ с минимумом даже в. исходных породах (см.рис. 4), низкая (не более 0,5) величина отношения Eu/Eu* характерны для гранитов s- типа и присущи коровым (верхнекоровым, Тейлор, Ь!ак-Леннан, 1988) образованиям. Палингенез и селективные плавления таких субстратов приводит к образованию низкотемператур-н-ых водных гранитных магу, высокое содержание фтора в которых снижает их вязкость и способствует подъему на гипабис-сальный уровень ( Clemens, 1984; Берг, 1984).

Производные гранодиорит-гранитной формации по основным своим параметрам занимают промежуточное положение между двумя рассмотренными. В зонах коллизии они слагают крупные плутоны, а в тыловых зонах - небольшие штокообразные тела. Большинство массивов одно- двух,фазные, но в рудных районах при максимальной степени дифференцировянности расплава иногда многофазные: гранодиориты - граниты - лейкогранитм - гранит- и гранодиорит-порфиры. С производными формации ассоциируют небольшие месторождения олова грейзенового типа и умеренно-сульфидные касситерит-турмалиновые, а в районах развития карбонатных толщ крупные - до уникальных месторождения оловоносных боратов.

На завершающих этапах позднемезоэойского тектогенэза с переходом к режиму стабилизации и образованием расколов раздви-гового типа по всей территории региона магматизм в целом приобретает антидромное течение с возрастанием глубины выплавле-

иия магм при нарастающей калиевой щелочности производных. Магматические породы дацит-риолитовой формации принадлежат высококалиевой позднеорогенной, с отклонениями к латитовой, петрохимической серии и параллелизуются с типовыми поздне-орогенными дацит-риолитовыми формациями (Ярмолюк и др., 1987). С ними сопряжены месторождения олова касситерит-силикатной и грейзеновой формаций и золото-серебрякке. Субвулканическая и прижерловая фации палеовулканических и субвулка-н--ических построек зачастую кристаллизовались из флюицона-сыщенных магм, богатых фтором, хлором и бором. Такие породи обладают наиболее фтористыми биотитами. Содержание воды в расплаве на момент кристаллизации биотита оценивается в 4-6%, то есть близко порогу насыщения (см. рис.4).Заметно обогащены водой (1250-1860 мг/кг) и газово-жидкие включения в кварцах этих пород, тогда как в дайках и покровах эти величины низкие. В то же время типоморфиэм акцессорных минералов (до 403 пиропового минала в акцессорных гранатах, высокие' - до 70- значения Zг/E£ отношений в акцессорных цирконах), присутствие ксенолитов пироксен-оиотит-санидиновых кристаллических сланцев гранулитовой фации метаморфизма, а также расчетная глубина магмообраэозания (30-36 км) близки таковым для производных диорит-гранодиорит-гранитной формации. Сходен и тренд распределения РЗЭ - относительно пологий, без Еи-мини-мума или со слабым его проявлением во всех породах эффузивной фации. В этих условиях высокую фдюидонасыщенность расплавов _ можно объяснить только подъемом мощного флюидного фронта из подкоровых глубин.

Дацит-риолитовая формация с дальнейшим углублением расколов сменяется производными шошониг-латит-трахириолитовой, завершающими на рубеже мела и палеогена развитие подвижной зоны. Они принадлежат латитовой, трахитовой и отчасти базанитовой пегрохимическим сериям и в дальнейшем при более детальном изучении возможно их болеэ дробное расчленение. В области, развития производных формации известны проявления золота и редкоземельная минерализация. Эволюция ассоциации происходила с последовательным возрастанием глубины очагов магмообразования из переходной зоны во все более глубокие горизонты недеплети-рованной мантии. Для начальных производных каждого из трех

выделенных циклов расчетная глубина магмогенерации составляла 45, 80 и 100 км. При этом производные первого цикла, близкие по уровня магмообразооания позднеюрским базальтоид-ньм ассоциациях:, отличаются от них высокими концентрациями К, Еа, sr, нь, Si, в, F,TR, чго можно объяснить интенсивной переработкой верхних делегированных горизонтов мантии и нижней коры под влиянием потока глубинных флюидов или непосредственны;.: участием последних в процессах магмогенерации.

Таким образом, среди позднемезозойских магматических образований северо-Еостока Якутии (Верхояно-Колкмских меэозоид) присутствуют производные всего спектра петрохимических серий-от натровых трахитовых - до известковых толеитовых - иэвест-коьо-целочнкх (низко-, средне- и повы-леннокалиевых) - высоко-к-алиевкх - лагитовнх, калиевых трахитовых и базанитовых, охватывающих все стадии развития подвижной зоны - от начала перехода от режима растяжения к режиму сжатия и палеоострово-дужных и окраинно-конгинентальных обстановок - к процессу, коллизии и эпиколлизи.онкому вплоть до этапа развития на месте подвижной зоны молодой платформы. Каждому из этих этапов соответствует своя металлогения. Наиболее сложная картина магматизма в зоне сочленения Кслымского гетерогенного микроконтинента и Верхоянской континентальной окраины (Момо-Полоусная зона). К востоку и юго-востоку от нес г пределах Колымского микроконтинента развиты преимущественно островодужные и эпи-платфору.еннке магматические образования, тогда как к западу и северо-западу, во внутренних частях мезозоид - почти исключительно коллизионные и в подчиненном количестве - постколли-зиошше (см.рис.2).

Изучение типоморфизма производных различных магматических формаций показало, что в каждой структурно-тектонической зоне, как и в регионе в целом, магматизм начинался излиянием (внедрением) глубинных мантийных магм, сменявшихся коровкми (сначала нижне-, а затем верхнекоровыми) и далее - вновь мантийными образованиями. В этом ряд;/ закономерно меняется химический состав пород и составы породообразующих и акцессорных минералов (рис.ti-З), четко отражая степень их зависимости от характера магмообразувщих субстратов.

Из всего изложенного в предыдущих главах материала следуют

Рис.бСводная диаграмма составов биотитов в координатах а-с1-з (Коренбаум,1987) для поэднемеэозойских магматических пород северо-востока Якутии. Биотиты производных: 1-базальт-ан-дезит-риолитоЕоП, 2-тоналит-гранодкоритовой, 3-диорит-грано-диорит-гранитной, 4 -гранодиорит-гранитнсй, 5-гранит-лейкогра-нитной, о-дацит-риолитовой, 7-шошонит-латит-трахириолитовоЙ. •

п«0,5(А1У1+А111')-0,5 с1-0,5(А1У1-А117+1) 8—1-0,^+0,51,

гае г, г, 1 - - число катионов т±, Ре, ы, - катионы

шестерной координации.

Рис.7.Соотношение И^Зг в акцессорных цирконах позднемезо-зойских магматичесяи.хп пород. 1-в цир:сонах тоналит-гранодио-ритовой, 2-диорит-гранодиорит-гр8нитной, З-гранодиорит-гра)? ниткой, 4-гранит-леикогранитной, 5-шошонит-латит-трахириоли-товой формаций, б-в цирконах кристаллических сланцев и гнейсо~ гранитов фундамента.

tfc'e» '3* Otfcfafe «x же фСфйаЭДйЙ-»

следующие защищаемые положения:

1. В развитии позднемеэозойского магматизма подвижной зоны выделяется три этапа: доколлизионны'й-раннеколлизионный, коллизионный и поздне-постколлизионный, в процессе эволюции которых происходила вертикальная миграция магматических очагов из верхней мантии в нижние, существенно фемические, а затем - в верхние - существенно сиалические горизонты коры, и на завершающем этапе - вновь их погружвние на нижнекоровкй уровень и далее - вплоть до недеплатированных горизонтов мантии. Доказан коровый характер магмообразующих субстратов для Есех гра- • нитоидных ассоциаций и участие в процессах магмогенерации глубинных флюидов. Связь глубинных и коровых образований прослеживается на всех этапах развития магматизма и, таким образом, в каждой структурно-тектонической зоне его производные могут быть объединены в один петрогенетический ряд.

2. Установлена латеральная магматическая зональность производных доколлиэионного-раннеколлизионного и коллизионного этапов, близкая типовой зональности "островная дуга - активная континентальная окраина",обусловленная погружением палео-сейсмофокальной зоны и уровней магмогенерации под островную дугу и континент. Магматизм поздне-постколлизионного этапа обладает близкими для всего региона особенностями, в значительной мере обусловленными составом и интенсивностью глубинных флюидопотоков.

Геохимические особенности, геохимические типы и рудоносность магматических образований

Как показано в предыдущем разделе, регион характеризуется чрезвычайно разнообразным по составу магматизмом - Столь же . разнообразно и сопровождающее его оруденение. Установление связи его конкретных типов с конкретными магматическими ассоциациями представляет и практический, и теоретический интерес, поскольку и в отношении золотого, и в отношении оловянного (прежде всего касситерит-сульфидного) оруденения разнообразие и противорвгтивость представлений общеизвестны. Для металлогэнических построений была проведена геохимичес-

кая типизация магматических пород на основе классификации Л.В. Таусона (1977, 1934) и прослежена история ведущих для региона рудных элементов в них. Для выделения рудоносных образований была разработана система локальных критериев. Показана относительность или узкая область применения таких общепринятых критериев, как повышенные концентрации рудных элементов в материнских породах и их слюдах, степень дифференцированнос-ти магматических ассоциаций. Ведущими общими признаками ру-доносности являются: степень остаточного концентрирования, . присутствие самостоятельных или обогащенных данным элементом минеральных фаз и степень перераспределения рудных элементов в процессах дифференциации и метасоматоза.

Геохимические особенности и геохимическую типизации удобнее рассмотреть для каждой из выделенных магматических формаций.

Производные базальт-кератофироаой формации по большинству типоморфных признаков (см. табл. 2) близки геохимическому типу океанических толеитов, в типовых ситуациях слагающих литосфер-ные плиты с океанической корой и характерные для СОХ и областей сочленения "континент-океан", где они соседствуют с На_ щелочными базальтами и размещаются во фронтальных, частях зон Беньофа (Таусон, 1984), что согласуется с выводами предыдущего раздела.

Базальты базальт-андэзит-риолитовой формации по своим параметрам занимают промежуточное положение между производными' толеитового и андезитового геохимических типов. Наиболее близки последнему породы основных даек внутренних районов континентальной окраины, по высокому содержанию Ва обнаруживающие отклонения к латитовому типу. Породы вулканогенных полей По-лоусненского синклинория принадлежат к андезитовому и промежуточному латиандезитовому геохимическим типам. В типовых ситуациях андезитовые серии занимают промежуточную, а латито-вые - чаще тыловую части зоны Беньофа. Таким образом, латеральная зональность, установленная по петрографическим и петрохимическим признакам, подтверждается и «а геохимическом уровне.

Производные Сазальт-андезит-риолйтой&й фо^лш^йй "сйЗиаружи-

Вают слабо выраженную геохимическую специализацию на ?Ь,Си, 2п, Аи, Ag, Еп, при этом для последнего резко преобладает кристаллохимическое рассеивание (корреляция с петрогенными окислами), а условия для концентрации остальных металлов возникали, главным образом, в поздних кислых дифференциатах благодаря низким коэффициентам их распределения (Кр) для кварца и калишпата. Устанавливается тесная корреляция между этими элементами и интенсивное обогащение ими минералов сульфидной фракции и образование их самородных и интерметаллических соединений. Степень остаточного концентрирования достигает 60^. В процессе магматических излияний и При вскрытии субвулканических камер вследствие вскипания и окисления флюида происходило осаждение из него металлов в виде рассеянной рудной вкрапленности с возможным образованием месторождений порфирового типа.

Таким образом, в связи с данной формацией возможны полиметаллические проявления в ассоциации с золотом, что характерно и для типовых обстановок зрелых дуг (Коваленко и др.,1967).

Производные тоналит-гранодиоритовой формации сопоставляются',с соответствующими по кремнекислотности породами андезито-вого геохимического типа, с которыми во многих районах (Урал, Тува, Алтай) связано золотое оруденение. Рудоносные: магматические ассоциации характеризуются устойчивым снижением концентрации золота с ростом индекса дифференциации и при постмагматических процессах. При становлении рудоносных массивов происходил интенсивный сброс флюидной фазы уже на ранних стадиях эволюции расплава-и быстрое снижение.при этом концентрации хлора в амфиболах и биотитах. Поскольку хлор является одним из главных экстрагентов золота и одним из первых отделяется от расплавов, степень дифференциации по хлору в первом приближении отражает масштаб сопутствующего золотого оруденения (рис. 9).

Коллизионные гранитоиды принадлежат в основном геохимическому типу палингенных иэвестково-щелочных гранитоидов, но в его составе производные разных формаций обладают и своей спецификой. По содержанию Ы, ЕЬ, £п производные гранит-лейко-гранитной формации приближаются к гранитам плсмазитового типа, а их поздние-дифференшаты иногда идентичны последним и,

Ьа'/т

(к?

ьо О +

+1 х: кз □"> д9

во со юс аао шз гасо

■ 5г'Л

ах

Л

АД

чЦ \ \

г.х

Рис. 9. Соотношение фтора и хлора в биотитах гранитоидных массивов. В скобках - профиль ассоциированного оруденения.

Массивы гранитоидов: I - Чибагалхский (Еп ), 2 -Чалбинсккй (), 3 - Ченкеленьинский (&1, Аи ) 4 - Чурпунья ( Еп ). 5 - Дьяхтардахскии ( £п ). 6 -Бакынскии ( Аи.га ), 7 -Верхне-Эликчанский, 8- Элик-чанский ( Аи ), 9 - НономбинскиЙ, 10 - Коханахский ( Аи). ______ _ ___ ,...............'

Рис.10. Соотношение бария и стронция в гранитоидах северо-востока Якутии.

В производных: 1-тоналит-граноциоритовой, 2-3-диорит-грано-диорит-гранитной.Апычанского антиклинория и Полоусненского синклинория, 4-5-гранодиорит-гранитной Селенняхского антиклинория и Полоусненского синклинория, 6-7-граниг-лейкогранитной Инъяли-Дебинского синклинория и Такалканского массива, й-да-цит-риолитоеой формации, 9-геохимические типы, по Л.В.Таусону: 1-плЕмаэитовых лейкогранитов, 2-плюмаэ;1Товых гранитов, 3-па-лингенкых гранитоидов извее-ново-целочного ряда, 4-гранитов андезитового ряда, 5-гранитов латитоэого ряда.

соответственно, сопровождаются олово-редкометалльным орудене-нием. Реже такие породы отмечаются среди поздних производных гранодиорит-гранитной формации, в целом наиболее близкой эталонным объектам палингенных гранитоидов извейтково-щелочно-го ряда. Производные диорит-гранодиорит-гранитной формации по содержанию Еа, Бг и микроэлементов группы близки соответствующим породам андезитового геохимического типа. Для них характерен преимущественно халькофильный профиль оловянного оруденения и постоянная примесь золота в рудах. И, наконец, для гранитоидов, локализованных в зонах сопряжения глубоких расколов отмечается переход к породам латитового типа, сопровождающихся сереброносным касситерит-силикатным или кас-ситерит-силикатно-сульфидным оруденением (табл.3, рис.Ю).

Для производных диорит-гранодиорит-гранитной формации характерно снижение концентраций большинства рудных элементов ' с ростом ивдекса дифференциации пород, так что гранитоиды главных фаз и калиевые лейкограниты обладают близкими кларку их количествами и в породах, и в минералах. Единственным критерием их рудоносности является обогащенность рудными элемента^ акцессорных сульфидов (рис.II).

Становление массивов в раздвиговых зонах поперечных разломов не благоприятствовало _ эманационному накоплению летучих. Интенсивная дегазация расплавов в процессе их подъема на ги-пабиссальный уровень привела к образованию эманационных ореолов в надынтрузивных зонах, где формировались слабо олово- и золотоносные роговики. Повышенная щелочность и высокая температура магм обусловили низкую активность фтора и его преимущественную фиксацию в породообразующих темноцветных минералах. Лишь в редких случаях .при контакте апикальных частей массивов с мощными пелитовыми пачками отмечаются явления эманацион-ного накопления летучих и повышение активности фтора как экст-рагента олова (коэффициент корреляции до 0,5) и, соответственно, образование небольших касситерит-кварцевых проявлений в связи со становлением верхних горизонтов магматических колонн.

В более общем случае формирование остаточных очагов подкисленных магм происходит на более низких уровнях (смещение состава эвтектики в сторону альбита), где роль основного экст-рагента олова играл уже бор. Для их производных (граниты 1У

Таблица 3

Распределение элементов-пркмесей в магматических породах Восточной Якутии

Формации Диорит-гранодиорит-граниткая Гранодиорит-гранитная Гранит-лей- Гракодиорит-гранит-когранитная ная латитового типа

¿азы 1(27) 11(70) Ш(27) 1У(4) УЦЗ) I Л Ш I П I П 13

Состав

3102 * 59,63 68,49 74,68 69,75 57,55 68,37 72,24 73,14 73,52 74,32 65,06 69,87 74,71

к % 2,6 3,3 4,4 1.7 >. 2,3' 3,2 3,5 4,3 3,6 3,8 2,9 3,4 3,6

Ни % 2,1 2,6 2,6 . 3,3 2,5 2,6 2,5 2,6 2,4 2,6 3,0 2,8 2,7

Р . % 0,12 0,10 0,03 0,16 0,18 0,05 .0,07 0,18 0,10 0,17 0,06 0,1 0,08

В г/т 24 10 10 320 27 18 27 100 23 103 38 29 27

ы г/т 40 40 40 20 45 50 60 50 120 190 50 74 83

1?Ь г/т НО НО 140 50 90. 80 140 120 170 345 135 202 267

Ве г/т 3 3,2 3,5 3 2,5 2,4 2,2 3,3 4,5 3,7 2,2 3,1 3,8

5г г/т 400 208 60 210 600 310 130 30 80 24 334 219 98

Ва г/т 1100 730 490 930 1200 1200 880 120 140 120 1250 1044 602

вп г/т 16 3 2,3 21 36 3 2,3 12 10 25 ' 5,1 4,8 6

V г/т 4,8 . 0,5 0,7 8*6 1,6 1/6 2,8 5,1 0,5 3 1,4 1,7 . 2,9

МО г/т 1,3 1Д 0,8 1,2 0,9 0,9 0,8 0,4 0,7 2,1 1,1 1,3

РЬ г/т 16 17 27 36 100 21 30 18 . 27 8 18 22 30

2п г/т 103 37 ■ 23 74 107 35 17 60 46 63 106 66 44

Ag кг/т 260 60 51 170 127 150 100 130 ' 900 680 700

Аи мг/т 8 3 ^ 4 8 0,7 1 13 И 6

V г/т 73 29 8 63 §Э 20 11 б . 7 2,5 43 34 10

Со г/т 15 6 3,5 1о,з 16 7 4 г 3,4 3,5 8,8 5,4 3

Н1 г/т 29 7 3 26,5 25 II б 7 5,3 18 17 14

ПИРРОТИН

ПИРИТ АРССНОПМРИТ

ПИРРОТИН ПИРИТ ЛРСЕНОПИРИТ

их

5п-а

ЧЛ ЛШИ ский Т

п-т п-7 п-и

пПпП пи П„-П _

ТЛКАЛКАНСКИЙ

Бп-В

СДКАНЬИНСКИЙ

п-м - гма

иПпППпп ПппПпПо

БезымянньиЗ п*25 п-зв

. НПППППп

»Л «а Ш $П Р» АО V*

{п « 'Я «я в» *31

Бургочанский

к НпНппПп

8п-$

ч «

1т й1 '

. ... __р» $П М АО *

НОКОМБИМГИИЙ

П»1в

ПпП11пПп

Дайки диор* п-ю

-П.ППп.

товы1 пои>ирито»

Дай ли диоритовых порфирит ов

д. Ш

П-Ю 0-12

ло! ВлЛ

Пл.

та (Й

Пдвсл'Чехчур

П-Ю «»•

Кадар

ПI. пПп

I» * *н

КСЕНОЛИТЫ «РУНДАМЕМТЛ

К ристал ли чес*»"

гн(йсо'г*ф*мты саамцы

. И"»

хМ

П 11,11 П И

п»

Пп „

Я

Рис. II-. Распределение рудных элементов в акцессорных сульфидах позднемезозойских магматических пород северо-востока Якутии.

По вертикали - кларк концентрации элементов в сульфидах региона, п - количество проб. Сопутствующее оруденение: йа ч - касситерит-кварцевое, Бп а - касситерит«силикатно-суль-фидное, эп - касситерит-силикатное.

кк - кларк концентрации элемента в сульфиде - отношение содержания элемента п данном минерале к его районному кларку в том же минерале.

фазы) характерны следы ликвации с обособлением обогащенных оловом и вольфрамом кварц-турмалиновых модулей, общее повышение содержаний этих элементов в породах к повышение степени остаточного концентрирования олова до 80?.. Генерация рудоносных гидротерм в таких остаточных очагах согласуется с постоянной перемежаемостью во времени и пространстве мелкозернистых турмалиновых гранитов и касситерит-турмалиновых жил и общностью изотопного состава серы акцессорных и рудных сульфидов.

При становлении интрузивных тел в менее стабильных условиях бор преимущественно сбрасывается во вмещающие породы, а ведущими минеральными типами оруденения становятся хлорит-сульфидный и олово-полиметаллический. Рудные тела этих минеральных типов нередко трассируют зальбанды даек диорит-лампрофи-ров, для которых характерно присутствие шаровидных ликвацион-ных обособлений оловоносных (до 0,3% Бп) сульфидов, концентрирующих также и Аи, РЬ, Ав (постоянные примесныв элементы и в касситерит-сульфидных рудах). Степень остаточного концентрирования олова здесь достигает 80?. Наиболее вероятна связь таких руд и пород с глубокими горизонтами магматических ко- » лонн, где вследствие повышенного давления и повышенной основности расплава резко возрастает активность серы (Маракушев, 1978; Некрасов, 1984).

Таким образом, глубина запрождения магматических очагов, состав магмообразующих субстратов и характер эволюции магматических систем диорит-гранодиорит-гранитной формации анде-зитового геохимического уклона обусловливают возможность формирования в связи с ними всего спектра оловорудных месторождений - от преобладающих касситерит-силикатно-сульфидных (различных минеральных типов) до (в наиболее благоприятных условиях) касситерит-кварцевых и касситерит-редкометалльных.Классическими признаками геохимической и металлогенической специализации в таких системах обладают производные начальных и конечных фаз.

Существенная роль сульфидных парагенезисов в месторождениях касситерит-силикатко-сульфидной формации нередко трактуется как связь их с мантийными источниками. В то же время -сульфидь; - характерные акцессорные минералы метаморфических

комплексов и близки по типоморфным особенностям акцессорным сульфидам пород рудоносных массивов (см.рис.1 О» тогда как сульфидные фракции производных мантийных магм бедны оловом и сопутствующими ему в рудах касситерит-сульфидной формации элементами, но интенсивно обогащены Се и Ьа. Это приводит нас к выводу о коровой источнике олова в месторождениях данной формации. •

Ранние и поздние производные диорит-гранодиорит-гранит-ной формации обогащены золотом. Оно концентрируется преимущественно вместе с оловом в сульфидной фракции. В то же время максимальной экстрагирующей способностью по отношению к золоту обладает хлор, одним из первых отделяющийся от расплава. Отсюда понятна и закономерна как примесь олова в касси-терит-силикатно-сульфадных рудах, так и появление его самостоятельных месторождений в районах развития андезитоидных гранитоидных формаций. Поскольку глубокая дифференциация Слейкократовая эволюция", Тишендорф и др., 1989) обусловливает только, возможность появления касситерит-кварцевого и редкометалльного оруденения, в узлах развития олово-полиметаллического оруденения массивы гранитоидов нередко слабо дифференцированы.

Производные рудоносных<массивов гранит-лейкогранитной формации принадлежат геохимическому типу плюмазитовнх гранитов, обладают высокими содержаниями олова, несут касситерит и оловоносный рутил. Они имеют каыерко-эманационный тип становления с накоплением воды и фтора в апикальных частях гранитных куполов и формированием на поздних этапах кристаллизации насыщенных водой кремнекислых остаточных магм. Резкое возрастание в этих условиях активности фтора, его экстрагирующей способности по отношения к олову (коэффициент корреляции до'• +0,93), а также ряду сопутствующих ему элементов: Та,НЪ,М -предопределяет как реальность появления в связи с ними оруденения олова литофильного профиля, так и обычную примесь в рудах указанных металлов.

Грейзениэированные граниты и редкоМеталльные пегматиты верхних горизонтов магматических камер служат источниками оловянных россыпей, тогда как промышленные руды связаны с более поздними жильными грейзенами, связанными с ниже расположенными

рудоносными остаточными очагами, положение которых по геологическим наблюдениям в вертикальных сечениях глубоко вскрытых тел (Трунилина и др., 1986) и термодинамическим расчетам (Шкодзинский, 1983) прогнозируется на глубинах не менее 1,52 км от кровли| что заметно снижает перспективы целого ряда массивов Главного пояса, обладающих ограниченной вертикальной протяженностью. Ограниченная мощность интрузивных тел и состав маг,сообразующих субстратов делают понятным и отсутствие или крайнюю угнетенность проявлений сульфидного типа в связи с производными формации.

Четким критерием рудоносности гранитов формации является индекс редкометалльности, по'В.Д.Козлову (1988). Учитывая высокую степень корреляции 5п-? в рудоносных гранитах и их совместное накопление в процессе эволюции расплава, в.качестве дополнительного критерия рудоносности можно использовать сте-п-ень накопления фтора от ранних к поздним генерациям слюд, в первом приближении отвечающее масшгабу генерируемого ору-денения (см. рис.10).

Производные гранодиорит-гранитной формации преобладают среди коллизионных гранитоидов, наиболее близки типовым представителям геохимического типа палингенных известково-щелоч-ных гранитоидов и по своим типоморфным особенностям занимают промежуточное положеЖжй$оизводными двух других гранигоидных формаций, как по уровню содержаний элемэнтов-примссей, так и по характеру их поведения в процессе эволюции (см.табл.З). В породах главных фаций преобладает кристаллохимическое рассеивание олова и сопутствующих элементов. В надынтрузивных зонах в процессе дегазации магмы на путях её подъема и в камерах становления на раннемагматическом этапе формируются интенсивные эманационные ореолы в» За» Аи» * с образованием рудонос-н-ых скарнов при залегании массивов среди карбонатных палеозойских толщ. В наиболее эродированных горизонтах крупных плутонов намечается существенный рост, концентраций бора, позволяющий предполагать относительно неглубокое залегание нижнего рудоносного остаточного очага. С ростом давления в условиях длительного взаимодействия расплава и богатого галогенидами . флюида усиливается экстрагирующая роль бора и он становится активнее фтора (Некрасов, 1984). Соответственно, производные

этих остаточных очагов имеют повышенную (40-6СЙ) степень остаточного концентрирования большинства рудных элементов. В более кислых из них (гранит-порфирах) накапливаются sn и w, а коэффициент корреляции sn.-B достигает +0,7; в более основных (гра-иодиорит-порфирах) концентрируется весь комплекс рудных элементов, в основном в сульфидах (Sn, Au, Ag, менее - Pb и Zn ). Связи олова с халькофильными элементами здесь усиливаются, а с бором - ослабевают. Соответственно, в генерируемых оловоруд--Кых проявлениях возрастает роль сульфидов (сульфидно-КЕарцевый данеральный тип) и появляется примесь золота. Но для формирования крупных месторождений халькофильного профиля условия генерации и эволюции магм не благоприятны (по расчетам B.C.Жкодзин-ского, 1986, оптимальный уровень отделения сульфидносных гидроТерм - 5-7 кбар).

Общими критериями рудоносности производных формации являются мощные эманационные ореолы в карбонатных породах надынтру-Эивной зоны, широкое развитие даек второго этапа и степень их метдеаматяческой проработки, сопровождаемой нарастанием содержаний здементов-примесей, присутствие в породах главных фаз обо. га^енны* оловом и сопутствующими элементами сульфидов и редких дерен к^оситерита.

8 массивах латитового типа к Sa, w, Au присоединяются Ag, Sb, Mo (см.табл.3). При этом степень их остаточного концентрирования и корреляционные связи между ними усиливаются в наиболее кремнекислых производных, чему способствует повышенная калиевая щелочность расплава и что находит выражение в присутствий D кислых породах богатых перечисленными элементами сульфидов, В ассоциированных касситерит-силикатных (малосульфидиых) ' рудах высока примесь серебра.

Геохимический облик производных дацит-риолитовой формации-не стабилен, что, вероятно, связано с различной степенью участия в их генезисе глубинных флюидов. Большинство производных Параллелизуется с аналогичными по химизму палингенными извест-kqbo-щелочными гранитоидами. Но часты и отклонения к шаомази-Трвсму или латитовому геохимическое Типу. Геохимический облик формации определяет специализация на серебро. При латиговом уклоне ему нередко сопутствует золото и постоянно - сурьма и вольфрам. С такими породами связаны небольшие золото-серебряные проявления.

С поздними субвулканическими производными формации связаны касситерит-силикатные месторождения. Породы кристаллизовались из флюидизированных магм, богатых фтором и бором, с отчетливыми признаками ликвации. В сочетании с оловом здесь также присутствует серебро. Рудоносные флюиды обособлялись в прикорневых частях субвулканических аппаратов в условиях относительно закрытой системы под геохимическим барьером пламеобразно перекрывающих их зффузивов, часто обладающих высоким фоновым содержанием рудных элементов. Геохимическая история олова в производных.формации связана с бором и фтором, а на поздних этапах - с серой.

Все производные шошонит-латит-трахириолитовой формации принадлежат геохимическому типу латитов и специализированы на широкий круг элементов: ди, Ац, В1, Но, вь, в, при высокой - от чО,3 до +1 - степени корреляции между ними. Содержания олова в большинстве случаев близки кларку и лишь в узлах совмещения гранитоидного и латитового магматизма в 2-3 раза превосходят его. В пространственно-временной связи с ними установлены проявления золота и сурьмы, но проявлений олова вне узлов развития гранитоидов не известно. Несмотря на высокое содержание фтора в породах, из-за высокой температуры и основности магмы он преимущественно связан с петрогенными окислами. Прямая корреляция олова с бором зафиксирована только в наиболее кремнекислых породах - и на пределе значимости. Сульфиды производных формации бедны оловом. Поэтому нет оснований ожидать в непосредственной связи с ними оловянного оруденения. Напротив, закономерное снижение концентраций золота в процессе дифференциации, сопровождающееся снижением хлористости темноцветных минералов - благоприятный фактор для формирования именно золотого оруденения.

В то же время в крупнейших оловорудных ' узлах как данного, так и других регионов, наблюдается совмещение в пространстве гранитоидного и шошонит-латитового магматизма. Это дает основание полагать, что не являясь непосредственными источниками или основными носителями олова, высокотемпературные глубинные мах мы, богатые элементами-комплексообразователями, способны в повышенных количествах, как экстрагировать олово из коровых образований, так и активизировать (или реанимировать) потенциальные возможности остаточных гранитоидных очагов. Отсюда становит-

ся понятным двойственное - до и пострудное положение их про-иэеодных в оловорудных полях и высокая примесь Ag, ЗЪ и в ряде случаев - редкоземельных элементов в соответствующих рудах.

В целом среди магматических образований региона выделены производные следующих геохимических типов:'

- в доколлиэионный-раннеколлизионньш этап: океанических толеитов, андеэибазальтов, андезитов и латианцеэитов, закономерно сменяющих друг друга с удалением во внутренние районы континентальной окраины; гранитоидов андозитоЕого ряда, лока-лизованных^границ островодужных и конгиненталько-окраинных структур;

- в коллизионный этап: палингенных гранитоидов известково-щелочного ряда (дающих, в зависимости от структурного положения и состава магмообразующих субстратов, переходы к андезито-вому, плвмазитовому и латитовому ряду), плюмазитовых лейко-гранитов и гранитов латитового ряда;

- позцке-постколлизионный этап: палингенных гранитоидов известково-щелочного ряда (с переходом к плюмазитовым и лати-тоэкм), плюмазитовых редкометялльных гранитоидов, латитов.

Из рассмотренного материала следует третье защищаемое положение:

Больиая часть профилирующих для региона золото- и олово-рудных месторождений связана с коллизионным магматизмом. Ответственны за золотое оруденение раннеколлизионные гранитоиды андезитового геохимического типа. Оловоносными являются коллизионные и позднеколлизионныз гранитоидн. В зависимости от уровня генерации магм в различных по составу и степени метаморфизма горизонтах кристаллического фундамента формировались различные гранитоидные ассоциации, обнаруживающие андезитовый,■. плюмазитовый или латитовый уклон и генерирующие, соответственно, касситериг-силикатко-сульфидное, касситерит-кварцевое и редкометалЛьное, сереброносное касситерит-силикатное оруденение. Основным источником олова были породы кристаллического фундамента.Глубинным магмам и глубинным флюидам принадлежала роль дополнительных источников тепла и элементов-комплексооб-разователей.

Флюидный режим рудно-магматических систем

Корреляция определенных типов магматизма с определенными

рудными формациями не оставляет сомнений в их генетической взаимосвязи. В процессе эволюции поэднемезоэойского магматизма уровни зарождения магматических очагов перемечались из верхних, дедлетированных, горизонтов мантии в нижние, существенно фемические, а затем - в верхние, преимущественно сиа*-лические, горизонты кристаллического фундамента, а с переходом к режиму стабилизации вновь опускались в основание коры и далее - в недеплетированную мантию. Благодаря нарастанию растягивающих напряжений на позднем этапе эволюции магматизма имело место интенсивное взаимодействие коровых и мантийных субстратов с поднимающимися глубинными флюидами, богатыми элементами-комплексообраэователями. В процессе эволюции матизма мелкомасштабное полиметаллическое, золотое и золото»-серебряное оруденениа сменялось золотым, далее - касситерит» силикатно-сульфидным (с сопутствующим золотом),.боро-оловян-ням, касситерит-кварцевым и олово-редкоыеталльным, а затей касситерит-силикатным, олово-серебряным, золото-серебряный « редкоземельным.

Как было показано выше, основное оловянное оруденение »ре» гиона связано с коллизионными гранитоидами коровогч 'пройскйж»-дения. Образующиеся в процессе кристаллизационной дифференциа»-ции первичных расплавов магматические породы -о'Йгадают »различными фоновыми содержаниями олова - от околокларковых до 'Превышающих его на порядок, что однако не определяет ни реальность, ни масштабы сопряженного оловянного оруденения.

Реальная продуктивность магматических систем определяется растворимостью в расплаве летучих компонентов, давлением, температурой,. окислительно-восстановительным потенциалом и йругй--ми физико-химическими параметрами, причем йзмёнани'е Любого (ИЗ них может изменить характер и степень продуктивности 'РМС-. Главным фактором, определяющим растворимость олова в .силикатных расплавах считается окислительно-восстановительмый-потенциал (Некрасов, 1984). Оловоносные РМС региона относятся к безмаг-нзтитовой, золотоносные - к магнетитовой и магнетитсодержаЩей сериям, что согласуется с общеизвестным положением ( Ishiohttra, 1984). Для опенки режима кислорода в РМС различного типа бьink использованы данные по вариациям составов биотитов, с учетом экспериментальных исследований Д.Уонса (Wonee, Eugnter,i965, Wonee, 1972).

Установлено, что наиболее ранние генерации биотитов коллизионных гранитов кристаллизовались в восстановительных условиях (буфер гя-ШО или даже Ке^о^-ГсзЮ^-ЕШ^). В процессе развития большинства рудоносных систем происходило повышение степени окисленности расплава. Такой режим ведет к уменьшению сродства металлов к силикатному расплаву и способствует их выходу во флюид (Маракушев, 1978). Противоположный характер испытывают изменения летучести кислорода. При формировании наиболее ранних генераций биотитов она закономерно снижается от систем золотоносных к системам оловоносным, а в последних -от систем, генерировавших касситерит-силикатно-сульфидное ору-денение, к системам с боро-олоЕянним, касситерит-кварцевым и олово-редкометалльнкм оруденением. Происходит падение фугитиз-ности кислорода и в процессе эволюции кавдой РМС, что обусловливает возможность миграции олова с отделяющимися флюидами (табл.4).

Насыщение расплавов водой снижает температуру кристаллизации магм, определяет длительность процесса дифференциации и возможность • формирования связанных с ними гидротерм. Кроме то1*о, рост флюидного давления смещает Кр (коэффициент распределения) многих металлов в пользу флйида и увеличивает потенциальную рудоносность систем. Полученные данные по составу и температуре кристаллизации биотитов, а также анализ составов водных вытяжек из кварцев магматических пород и гаэово-жидких включений в них позволяют оценить содержание воды в магматических расплавах. При этом установлено, что стадия насыщенного водой расплава достигалась только в процессе эволюции рудно-магматических систем гранит-лейкогранитного типа., продуцирую-'щих касситерит-кварцевое и олово-редкометалльное оруденение, на поздних стадиях их развития. Рост концентрации воды происходил и в процессе эволюции РМС других формационных типов (см. рис.^Л), особенно интенсивный при формировании непосредственно предшествовавших оруденению производных., но даже в этих случаях насыщения расплава водой почти никогда не достигалось. В процессе эволюции неоловокосных или сЛабо рудоносных систем гранит-лейкогранитной формации заметного повышения концентрации воды к концу процесса кристаллизации не происходило.

Таблица Ч.

Параметры флюидного режима при кристаллизации биотитов магматических пород рудных узлов

Порода

Содержание в % в ^о^

Юй £

Хан

С1

НрО

НР НС1

-НУ/-

Тоналит-гранодиоритовая формация

44 2,77 9,58 0,61 800 -13 3,57 -0,43 2,17 -2,6

55 2,54 0,47 0,43 860 -13 3,18 -0,22 1,93 "-2,2

48 3,19 1,05 0,58 870 -14 2,77 -0,23 1,97 -2,2

Диорит-гранодиорит-гранитная

45 3,14 I 0,45 860 -14 3,37 0,57 1,57 -I

49 3,46 0,69 0,36 900 -14 2,64 0,24 1,14 -0,9 49 3,97 0,58 0,42 780 -14 3,35 -0,15 0,85 -0,7 52 4,10 0,51 0,29 760 -14 3,45 0,15 0,85 -0,7

тоналит*

гракодиорит гранит

диорит гранодиорит

лейкогранит

диорит

-лампро-

гранодиорит

гранит

лейкогранит

гранит-порфир* ,

гранит

двуслюднной гранит«

49

55 52 52

71

62

58 75

3,61 0,38 0,54'650 -14

Гранодиорит-гранитная

3,73 0,52 0,51 770 -15 3,27 0,40 0,33 650 -16 3,44 1,36 0,29 540 -17

4,34 0,34 1,34 -I

2,95 -0,85 3,52 -0,68 4,02 +0,22

1,05 -1,9 > 0,52 -1,2 1 0,32 -0,1 I

3,79 1,24 0,54'700 -16 3,41.0,11 1,11 -1 Гранит-лейкогпанитная

2,81 1,13 0,02 680 -15

3,94 1,80' 0,01 550 -18 3,55 1;51 0,29 640 -17

Дацит-риолитовая формация

3.91

4,43

3.92

0,91

1,22 О; 82

0,21 0,1

-0,32 0,3' -0|18 I

43

порфировый риолит

гранит-порфир 42

* 78

3,80 0,46 0,75 820 -15 3,14 -0,36 2,63 0,63 0,90 570 -15 4,2 0,2 1,71 2,73 0,3 460 -14 4,93 1,13

Шошонит-латит-трахириолитовая формация

кварцевый монцонит

кварцевый сиенит

кварцевый латит*

49 58

X ан к

25 % а!!нита

1,68 2,18 0,35 810 -12 2,95 -0,05 1,92 0,89 0,30 780 -12 4,24 +1,24 1,04 2,76 0,10 860 - 9 4,49 1,99

1,74 -2,1 1,2 -I • 0,43 0,7

0,75 -0,8 , 2,84 -1,6 |„; 2,89 -0,9 ;

- предрудные образования

Была оценена также летучесть воды. Расчетами (по составу биотитов, Wonee, 1972) установлено, что в ряду формаций от диорит-гранодиорит-гранитной к гранодиорит-гранитной и гра-нит-лейкогранитной 1-g f Н20 при кристаллизации ранних генераций биотитов возрастал в среднем от 3 до 3,2 и 3,4 (что близко к величинам, приводимым В.И.Коваленко, 1984,. для ред-кометалльных систем)«. Для нерудоносных гранитоидов тех же магматических формаций эти величины значительно ниже: 2,752,65. Таким образом - высокая летучесть воды, обусловливающая собственно возможность образования магматогенных гидротерм - один из критериев оловоносных систем. Но вода - слабый растворитель для большинства рудных элементов, в отличие от F, С1, в, s и др. комллексообразователей, определяющих в конечном счете характер рудоносности.

По экспериментальным и расчетным данным предполагается (Fbrster, 1990), что роль фторидов в растворений и транспортировке металлов существенна только в случае экстремального содержания фтора в системе (литий-фтористые граниты).В качестве основного экстрагента олова, как и многих других металлов, рассматривается хлор. Более высокая экстрагирующая способность хлора, по сравнению с фтором, выявлена и в экспериментах И.Я. Некрасова, Н.И.Коваленко и др.

Проведенная нами оценка фугитивнопти хлора и фтора по содержанию их в биотитах и апатитах разновозрастных производных оловоносных гранитоидных формаций (по Muñoz, Sweasen, 1981) показала, что в процессах кристаллизации с переходом от золотоносных к оловоносным гранитоидным системам, а в последних от систем с халькофильным к системам с литофильным ору^енением заметно возрастает относительная летучесть фтора (см.табл.4), но лишь в последних она превышает летучесть хлора. То-есть только в системах, где олово проявляет преимущественно или исключительно яитофильные свойства, фтор оказывается его основным комплексообраэователем. В этих системах увеличивается и концентрация фтора в биотитах.; последовательных генераций и в одноименных генерациях последовательна дифференциатов параллельно со снижением температуры магматического расплава. Фу-гитивноеть же хлора в таких системах исчезающе мала.

Среднее содержание фтора в породах гранодиорит-гранитной и диориг-гранодиорит-гранитной формации немногим отличается от такового в породах гранит-лейкогранитной формации. Тем не менее расчеты выявили очень низкую его фугитивность при становлении даже лейкократовых производных гранитоидных.формаций повышенной основности. Максимальная фугитивность фтора в прог, цессе их эволюции достигается только при становлении непосредственно предшествующих оруденению даек второго этапа, но и здесь она ниже фугитивности хлора (см.табл.4).

Становление гранитоидных массивов гранодиорит-гранитной и особенно диорит-гранодиорит-гранитной формации сопровождалось интенсивной дегазацией расплавов в процессе подъема в верхние структурные этажи с появлением контрастных эманационных ореолов в надынтрузивных зонах. В отом процессе олово тесно связано с бором и фиксируется в турмалиновых роговиках, метасомати-ческих турмалинитах и бороносных скарнах. Важную роль играет бор и при становлении рудоносных остаточных очагов средних горизонтов магматических колонн. Имея Кр более 3 в пользу флюидной фазы, бор является ее важным элементом на всех этапах магматической эволюции (Мэннинг, Пишаван, 1984; Некрасов, 1984). С ростом давления он сменяет фтор в роли основного экстрагента олова. Однако для перехода к более строгой оценке его роли экспериментальных данных пока явно недостаточно.

Главные запасы олова в регионе сосредоточены в касситерит-силикатных (малосульфидных) и касситерит-силикатно-еульфидных месторождениях, где ведущая роль принадлежит соединениям бора и серы. Активность серы и ее экстрагирующая способность в отношении олова и других халькофильных элементов заметно растет с ростом давления (Маракушев, 1978; Шкодзинский, 1986), благодаря чему в низах магматических колонн возможно обособление " металл-сульфидной" фазы (Некрасов, 1984) или сульфидоносных гидротерм (Смит, 1968) уже в ранние и средние этапы кристаллизации расплавов. В таких обособлениях концентрируется до 80% всего количества олова породы и сопутствующих ему халькафиль-ных металлов. Длительная эволюция, приводящая к ощелачиванию и накоплению воды в остаточных расплавах нижних горизонтов благоприятствует образованию и отделению водно-окисно-сульфид- . ных флюидов (Павлов, 1979). Предрудные и внутрирудные дайки

грансдиорит-порфиров и диорит-лампрофиров кристаллизовались в условиях максимальной для РМС летучести воды, хлора и фтора.

Обращает на себя внимание близость расчетных параметров становления золотоносной тоналит-гранодиоритовой и ранних производных оловоносной диорит-гранодиорит-гранитной систем. Лик-вационные обособления сульфидов в последних на'2-3 порядка обогащены золотом, по сравнению с силикатной матрицей. На ранних этапах становления обеих формаций имела место интенсивная хлоридная дегазация. Отсюда понятна как постоянная примесь золота в касситерит-сульфидных месторождениях, так и появление самостоятельных золоторудных проявлений в 'оловор.удных узлах.

Таким образом, при становлении гранитоидных формаций повышенной основности экстрагирующее значение фтора было угнетено. Главную роль переносчиков олова и сопутствующих ему металлов играли хлор, бор и сера. Поскольку их отделение от расплава возможно и в высокотемпературный этап, максимальная лейкокра-товая эволюция не являлась необходим™ (как в случае касситз-рит-кварцэзого оруденения) условием реализации потенциальной рудоносности.

Эволюция рудно-магматических систем дацит-риолитовой формации происходила в условиях более высокой летучести воды, чем во всех предшествовавших (см.табл.'/).• Раннемагматический биотит, особенно в породах субвулканической фации, кристаллизовался в условиях высокой фугитивности не только воды,но и хлора и фтора, а судя по широкому развитию соединений бора,, признаков борной ликвации и проявлению мощнейшего борного метасоматоза, также и бора. Вероятно, несколько ниже была активность серн. В зависимости от структурно-геологических условий кристаллизации менялся окислительно-восстановительный потенциал систем, роль различных экстрагентов и,соответственно, профиль оруденения. В связи с интенсивнейшим окислением флюидов при на-земнкх излияниях большая часть рудных элементов рассеивалась в виде тонкой рудной вкрапленности в вулканогенных породах, но в более глубоких горизонтах палеовулкамических и субвулканических построек в относительно закрытых условиях в процессе дифференциации форулровались остаточные очаги, в которых имела место высокая летуч-есть и фтора, и хлора Ссм.табл.4;.

Высокая летучесть воды хлора, а нередко и фтора (при преобладающей - хлора) сохраняется и при становлении завершающей развитие поэднемезозойского магматизма шошонит-латит-тра-хириолитовой формации. Для большинства ее производных характерен и интенсивный автометасоматоз, а в экзоконтактовых ореолах субвулканических и интрузивных массивов часто фиксируются эманационные ореолы бора (не сопровождающиеся аномалиями олова). То-есть флюидный режим был близок таковому пред-рудных образований оловорудных узлов, но в отличие от последних становление и эволюция шошонит-латит-трахириолитовых систем проходила в условиях высокой фугитивности кислорода и при высоком окислительном потенциале. Но независимо от фугитивности кислорода, коэффициент распределения олова всегда смещен в сторону базальтового расплава, а степень экстракции олова из гранитного расгмава^юЙого состава на порядок выше, чем из базальтового (Некрасов, 1984). Исходя из результатов изучения объектов северо-востока Якутии, а также данных экспериментов, связь оловянного оруденения с производными шошо-нит-латит-трахириолитовой формации представляется мало реальной. Напротив, параметры ее становления благоприятны для формирования золотого оруденения, пространственная связь которых с узлами ее развития нередка.

В то же время нельзя игнорировать факт присутствия в ряде крупнейших оловорудных полей более поздних по отношению к гранитоидам даек щелочных лампрофиров, трахиандезитов, монцо-нитов (особенно характерны они для рудных районов Приморья). Представляется, что тепловое поле поднимавшихся к-поверхности крупных объемов щелочно-базальтоидных магм и сопровождавший их мощный флюидопоток могли обеспечить интенсивную ремобили-зацию рудного вещества из гранитов и способствовать возникновению крупных промышленных месторождений. Совмещение в таких узлах оловянного оруденения с серебряным, сурьмяным, висмутовым, Еместе с обычным повышением температур кристаллизации пород наиболее глубоко эродированных горизонтов массивов являются дополнительными доводами в пользу развиваемого представления.

Изложенное в данном разделе позволяет обосновать четвертое защищаемое положение:

Подтверждено на минералого-геохимическом уровне теоретическое положение о возникновении оловоносных рудно-магматических систем в восстановительных условиях и- эволюции при низкой фу-гитивности кислорода и высокой - воды и галогенидов. Установлено, что переход от систем, генерировавших оруденение олова халькофильного профиля к системам,генерировавшим оруденение литофильного профиля*, обусловлен возрастанием летучести и экстрагирующей роли фтора, содержания и фугитивности воды в материнских расплавах при максимальной величине этих параметров в непосредственно предрудных магматических образованиях в рудно-магматических системах всех типов. Золотоносные магматические системы эволюционировали в условиях максимальной фу-гитиености кислорода и хлора.

Заключение

Настоящая диссертация представляет собой первую после почти 30-летнего перерыва сводную работу по обобщению результатов исследования позднемезозойского магматизма одного из богатейших рудных регионов страны. На основе применения классических, ныне успешно забываемых, методов геологии - детальной петрографии и минералогии в сочетании с новейшими аналитическими методами автор пытался рассмотреть многоплановый в вещественном отношении и по структурной позиции магматизм территории, восстановить условия его зарождения и эволюции, выявить те процессы, которые обусловливают формирование в связи с ним эндогенного оруденения различных типов и металлов, прежде всего -олова, наряду с золотом являющегося важнейшим полезным ископаемым региона.

Основные результаты работы сводятся к следующему:

Установлено, что среди позднемезозойских магматических образований северо-восточной части Верхояно-Колымских мезозоид присутствуют производные всего спектра петрохимических серий подвижных зон - от натровых трахитовых, известковых толеитовых и низкокалиевых известково-щелочных доколлизионного и ранне-коллизионного этапа - до известково-щелочных средне- и повышенно-калиевых коллизионного этапа - и высококалиевкх поздне-орогенннх, латитовых, калий-трахитовых и базанитовых поздне-постколлизионных , закономерно сменяющих друг друга в пространстве и времени.

Установлена сопряженная латеральная зональность магматических образований ранних и средних этапов развития мезозоид, близкая типовой зональности зон коллизии островных дуг с гетерогенным основанием и активных окраин континентов, с чертами окраин андийского типа в северной части территории. Выявлены минералогические, пегро- к геохимические признаки,свидетельствующие о взаимодействии глубинных и коровьпс образований в процессах магмогенерации и эволюции магматических систем на различных стадиях подвижной зоны.

На основе детального изучения реликтовых минералов, реликтовых ядер в породообразующих минералах, выявления эволюции составов как породообразующих, так и акцессорных минералов, а также состава редких глубинных ксенолитов, сделаны выводы о различии магмообрааующих субстратов и их составе для производных различных магматических формаций. Впервые получил вещественное обоснование тезис о коровом происхождении гранитоидных ассоциаций региона, субстратом при образовании материнских магм которых послужили различные горизонты кристаллического фундамента - ог нижне- до верхнекоровых, что вместе с условиями становления магматических образований обусловило как специфику типоморфных особенностей близких по' петрографическому составу пород, так и характер сопряженного оруденения.

Установлено, что в каждой тектонической структуре поздне-мезозойский магматизм начинался с внедрен^ глубинных расплавов, в процессе коллизии происходило перемещение очагов магмо-образования сначала в: нижние, а затем « в верхние горизонты коры, а на стадии стабилизации подвижной зоны в поэдне-пост-коллизионный этап - они вновь опускались в основание коры и далее - до недеплетированных горизонтов мантии. Магматизм позднего этапа обладал близкими для всего региона особенностями, в значительной мере обусловленными составом и. интенсивностью глубинных флюидопотоков, воздействие которых выразилось как в появлении минералоЕ аномального состава, так и в необычных сочетаниях в породах типомерфных рудных элементов.

Впервые для региона проведена геохимическая типизация маг-матитов, значительно уточнен их мьталлогенический профиль. Установлено, что основное промышленное оруденение района связано с коллизионными образованиями. При этом с гранитоидами

андезитрвого типа сопряжено в основном, как и в других регионах, золотое оруденение, обусловленное процессами ранней хло-ридной дегазации богатых водой и галогенндами магм.

Доказана связь оловянного оруденения с коровыми гранптоид-ными ассоциациями. На основе изучения геохимических особенностей пород и минералов, эволюции и взаимосвязи между различными рудными, летучими и петрогенными элементами обоснована генетическая связь оловянного оруденения халькофильного профиля с магматическими ассоциациями, обнаруживающими андезитовнй уклон, литофильного - с ассоциациями плюмазитового типа. Показано, что в благоприятных условиях "длинные" гранитоидные формации способны генерировать весь спектр оловорудннх месторождений и закономерное появление в згом ряду как сопряженного, так и самостоятельного золотого оруденения. Для всех типов оруденения определены критерии потенциальной рудоносности. Доказано, что мантийные магмы не являются источником олова в рудных месторождениях региона, но могли играть существенную роль как дополнительные источники теггла и летучих.

Впервые проведены расчеты и построения для определения на минералого-геохимической основе флюидного режима всех типов оловоносных рудно-магматических систем. Подтверждены известные теоретические и экспериментальные разработки о восстановительных условиях возникновения и развития оловоносных рудно-магматических систем и повышенном потенциале кислорода - золотоносных. На основе выполненных построений установлено, что переход от оловоносных систем халькофильного к системам литофильного профиля обусловлен возрастанием активности и экстрагирующей роли фтора и его превалирующее над хлором значение в последних.

В целом, результаты проведенных исследований могут способствовать проведению корректных палеогеодинамических и металлоге-нических построений, выделению новых рудных районов и их перспективной оценке.

Основные работы автора по теме диссертации:

Монографии:

I. Трунилина В.А. Геология и -рудоносность позцнемезозойских магматических образований северо-востока Якутии. Нов-ск: Наука. 20 п.л. (з печати).

2. Флеров Б.Л., Трунилина В.А., Яковлев Я.В. Оловянно-вольф-рамовое оруденение' и магматизм Восточной Якутии. М.: Наука, 1979. 275 с.

3. Трунилина В.А., Роев С.П., Орлов B.C. Гранитоиды и связь с ними касситерит-сульфидного оруденпния. Нов-ск: Наука, 1985. 205 с.

4. Трунилина В.А., Роев С.П. Позднемезозойский магматизм Селенняхского кряжа. Якутск, 1963. 163 с.

Статьи:

5. Трунилина В.А. Распределение золота ь гранитоидах и связь с ними золотого оруденения ь бассейне р.Чарки. //Золоторудные формации Верхояно-Чукотекой складчатой области. - М.: Наука, 1975. C.2I6-235.

6. Трунилина В.А., Коробицш A.B., Сергеенко А.И. Распределение золота в магматических, контактово-метаморфических и осадочных породах хр.Кулар. /Дам же. С.236-259.

7. Трунилина В.А..Вишневская Р.И., Кулагина Д.А. Геохимия олова и золота в порода* колымского комплекса. //Вопросы генезиса оловсрудных месторождений Якутии и связь их с магматизмом. - Якутск, 1975. С-I17—141.

8. Трунилина В.А., Сукнева Л.С. Геохимические особенности гранитоидов Куларского массива. //Там же. С.142-154.

9. Трунилина Б.А., Флеров Б.Л., Яковлев Я.В. Корреляция золотого и оловянного оруденения с магматизмом на примере оло-ворудных районов Якутии. //Материалы к У Всесоюзному петрографическому совещанию. Алма-Ата, т.2. 1976. С.167-169.

10. Ивенсен Ю.П., Амузинский В.А., Кухтинский Г.Г., Трунилина В.А. 0 характере распределения золота в магматических породах. - ДАН СССР, № 2, 1974. C.I387-I389.

11. Трунилина В.А., Орлов Ю.С. К сравнительной характеристике гранитоидов колымского типа и Кулара. //Новые данные по геологии Якутии. - Якутск, 1975. С.15-23.

12. Ивенсен Ю.П., Кухтинский Г.Г., Трунилина В.А. Гранитоид-ный магматизм. //Геологическое строение, история развития и рудоноскость Западного Верхоянья. - М.: Наука, 1975. C.IQ5-I55.

13. Трунилина В.А., Сукнева Л.С., Попов A.A., Роев С.П. Распределение олова и золота в породообразующих минералах гранитоидов Адыча-Чаркынского района. //Минералы эндогенных обра-

зований Якутии. Якутск, 1977. С.18-24.

14. Трунилина В.А. Роев С.П., Кулагина Д.А. Петрографические и геохимические особенности Ченкеленья-Ирюнджинского массива. //Новые данные по геологии рудных месторождений Якутии. Якутск, 1978. С.72-99.

15. Орлов Ю.С., Трунилина В.А. Эруптивные брекчии бассейна верхнего течения р.Дербеке. //Гам же. С.100-105.

16. Флеров Б.Л., Трунилина В.А., Яковлев Я.В. Соотношение ■ золотого, оловянного и сурьмяного оруденения с магматизмом. //Вопросы минералогии и геологии золотого оруденения Якутии. -Якутск, 1980. С.5-24.

17. Трунилина В.А. К модели образования касситерит-сульфидных месторождений. //Генетические модели эндогенных рудных мес-торо;еденийл - Нов-ск, 1981. -C.II9-I20.

18. Трунилина В.А., Орлов P.C., Роев С.П. Формэциошая принадлежность и петрохимические особенности изверженных пород Дербеке-Нельгехинского междуречья. //Литология, магматизм и метасоматоз.рудных узлов Восточной Якутии. - Якутск, 1981.

С.5-21. -

',19. Трунилина Б.А., Ипатьева И.С., Роев С.П., Лескова Н.В. Граиаты мезозойских гранитоидов Яно-Ицдигирской синклинальной зоны. //Силикаты магматических и постмагматическкх образований Якутии. - Якутск, 1983. C.6I-69.

20. Трунилина В.А., 5леров Б.Л. Свяеь•касситерит-сульфидного оруденения с магматизмом в Дербеке-Нельгехинской рудной зоне Якутии. //МГК. 27-я сессия, т.6. -М.: Наука, 1984. С.ЗЗО.

21. Трунилина В.А., Роёв С.П. Биотиты оловоносных грани-т-оидов Якутии. //Типоморфизм минералов и его прикладное эна-

'чение. Чита, 1983. C.I32-I35.

22. Трунилина В.А., Роев С.П., Махотко В.Ф., Заякина Н.В. ■ Три ассоциации самородных элементов в гранитоидах. //Самородные минералы в-изверженных породах. 4.1. Якутск, 1985. С.76-79.

23. Трунилина В.А., Ипатьева И.С. Акцессорные минералы гра-еитовдзв ведущих оловоносных магматических формаций Восточной Якутии. //Акцессорные минералы. -М., 1985. С.25-26.

24. Трунилина В.А., Роев С.П. Производные габбро-монцокит-сиенитовой формации Дербеке-Нельгехинского междуречья и их отношение к оруденения. //Геология и минералогия рудных узлов Яно-Колкмской складчатой области. - Якутск, 1984. С.31-50.

25. Флеров Б.Л., Холмогоров А.И., Трунилина В.А., Яковлев Я.В Типохимизм минералов оловорудних месторождений Якутии как показатель их формационной принадлежности й связи с составом материнских интрузий. //Типоморфизм и геохимические особенности минералов эндогонних образований Якутии. - Якутск, 1985.

С.16-36.

26. Трунилина В.А., Роев С.П., Кузьминов М.А. Петрохимия гранитоидных плутонических формаций оловорудных узлов Восточной Якутии. //Проблемы магматизма Восточной Якутии. - Якутск, 1986. СД02-НЗ.

27. Трунилина В.А., Кулагина Д.А. Петрография и минералогия поэднемезозойских гранитоидов Селенняхского кряжа. /Дам же. С.80-102.

28. Трунилина В.А. Золото в магматических породах оловорудных узлов. //Минералого-геохимические и генетические особенности руд и магматических пород оловоносных узлов Якутии. - Якутск, 1985. С.6-15.

29. Трунилина Б.А. Геохимические критерии оловоносности гранитоидов Восточной Якутии. //Геохимия в локальном металлогени-ческом анализе. - Нов-ск, 1986. С.104-106.

30. Парфенов Л.М., Трунилина В.А., Гамянин Гн7, Яковлев Я.В. Геодинамика, магматизм и металлогения Верхояно-Колыыских мезо-зоид. -М.: Наука, 1983. С.179-188.

31. Трунилина В.А., Парфенов Л.М. Магматизм северо-западного .обрамления Колымского блока. //Глубинное строение Тихого океана и его ¡.октинентального обрамления. -Благовещенск, 1988. 4.II. ■ •

32. Трунилина В.А., Яковлев Я.В. Минералогические критерии прогноза оловянного оруденения в Восточной Якутии. //Оценка перспектив рудоносности геологических формаций при'крупномасштабном геологическом картировании. - Л., 1988. С.99-100.

33. Флеров Б,Л., Трунилина Б.А., Холмогоров А.И., Яковлев Я.В. Геолого-генетическая модель формирования оловорудных месторождений УРудообразование и генетические модели эндогенных рудьък формаций. -Нов-ск: Наука, 1988. С.262-271.

34. Трунилина В.А., Орлов Ю.С. Проблемы связи магматизма и оруденения на северо-востоке Якутии. //Оловоносные магматические и рудные формации Восточной Якутии. - Якутск, 1989. С.20--33.

35. Орлов Ю.С., Трунилина В.А., Роев С.П. Проблема I-гранитов в хр.Полоусном. //Там же. С.34-44.

36. Некрасов И.Я., Трунилина В.А.,, Роев С.П. Типоморфные особенности акцессорных сульфидов гранитоидов оловорудных узлов Восточной Якутии как критерии оценки их потенциальной рудоносности. //Минералогический журнал, № 4, 1990. С.16-25.

37. Трунилина В.А. Петрогенезис и рудоносность гранитоидов Восточной Якутии. //Труды Ш северо-восточного петрографического совещания. - В печати.

38. Трунилина В.А. Геохимические типы гранитоидов Восточной Якутии. //Геохимические типы магматических пород. - Ноз-ск: Наука. Е печати.

4 45