Бесплатный автореферат и диссертация по геологии на тему

Закономерности образования и размещения скарновых месторождений вольфрама в фанерозойских орогенных поясах

ВАК РФ 04.00.11, Геология, поиски и разведка рудных и нерудных месторождений, металлогения

Автореферат диссертации по теме "Закономерности образования и размещения скарновых месторождений вольфрама в фанерозойских орогенных поясах"

РГ6 од

На правах рукописи

Соловьев Сергей Гарольдович

ЗАКОНОМЕРНОСТИ ОБРАЗОВАНИЯ И РАЗМЕЩЕНИЯ СКАРНОВЫХ МЕСТОРОЖДЕНИЙ ВОЛЬФРАМА В ФАНЕРОЗОЙСКИХ ОРОГЕННЫХ

ПОЯСАХ

Специальность: 04.00.11 - Геология, поиски и разведка рудных и нерудных месторождений, металлогения.

Автореферат диссертации на соискание ученой степени доктора геолого-минералогических наук

Москва, 1997

Работа выполнена во Всероссийском научно-исследовательском институте минерального сырья им. Н.М.Федоровского (ВИМС) Министерства природных ресурсов Российской Федерации.

Официальные оппоненты: Доктор геолого-минералогических наук,

член-корреспондент РАН А.А.Сидоров (ИГЕМ РАН, Москва)

Доктор геолого-минералогических наук Г.Ф.Иванова (ГЕОХИ РАН, Москва)

Доктор геолого-минералогических наук, профессор А.Е.Лисицын (ВИМС, Москва)

Ведущая организация: Геологический факультет МГУ

им М.ВЛомоносова, кафедра полезных ископаемых (Москва)

Защита состоится "25" апреля. 1997 г. в Ю30 часов на заседании диссертационного совета Д.071.04.01. при Всероссийском научно-исследовательском институте минерального сырья им. Н.М.Федоровского (ВИМС) по адресу: 109017, Москва, Старомонетный пер, 31.

С диссертацией можно ознакомиться в библиотеке ВИМСа Автореферат разослан " 25 " марта. 1997г.

Ученый секретарь диссертационного совета, ,.. ,

кандидат геолого-минералогических наук ' -^Г ^-041 -¡(Т.Н.Шурига)

В ВЕДЕНИЕ

Актуальность проблемы, цель и задачи исследований.

Скарновые месторождения относятся к одному из ведущих промышленно-генетических типов месторождений вольфрама. Доля добычи руд (около 65%) из фанерозойских месторождений этого типа существенно превышает относительную долю их запасов (около 30%) в общем балансе. Это обусловливает актуальность исследований, способствующих расширению сырьевой базы вольфрама в Российской Федерации. Эффективное региональное и локальное прогнозирование скарново-шеелитовых месторождений, нередко несущих ценные попутные компоненты (молибден, золото, висмут и др.), должно опираться на знание геологических обстановок размещения месторождений, причин, условий и форм проявления процессов, приводящих к их образованию. Поэтому главной целью работы было совершенствование генетических принципов прогнозирования, поисков и оценки скарново-шеелитовых месторождений путем выявления закономерностей их образования и размещения в фанерозойских орогенных поясах. Автором проводились исследования для решения следующих основных задач: 1. установления глобальных и региональных закономерностей размещения скарново-шеелитовых месторождений; 2. выяснения геолого-структурных условий локализации и концентрирования орудененля в вольфраморудных районах и полях скарново-шеелитовых месторождений; 3. определения типов, источников и геодинамических режимов рудопродуцирующего магматизма; 4. выявления специфики условий эволюции и кристаллизации магматических расплавов при становлении продуктивных плутонов; 5. установления пространственно-временных и генетических соотношений магма-пгческих и флюишю-метасоматических процессов при формировании скарново-шеелитовых месторождений; 6. выявления типов, состава и условий образования метасоматитов, их эволюции в пространстве и во времени; 7. совершенствования, с учетом полученных результатов, генетических основ прогнозирования, поисков и оценки скарново-шеелитовых месторождешш.

Состояние проблемы. .Скарново-шеелитовые месторождения длительное время являлись объектом углубленного изучения, направленного преимущественно на выяснение петрологической специфики скарнов, их состава, метасоматической зональности, физико-химических условий образования ( Д.С.Коржинский, В.А.Жариков, Н.Н.Перцев, Л.И.Шабынин, Х.М.Абдуллаев, Д.К.Власова, М.С.Кучукова, Н.А.Блохина, И.Н.Говоров, Г.Н.Степанов, Л.С.Корнилова и др.). Такие исследования способствовали решению многих общих проблем образования скарнов при взаимодействии магматического расплава и флюидов между собой и с вмещающими породами. Эти аспекты являются к настоящему времени наиболее разработанными, а их безусловная важность для понимания генезиса

месторождений определила соответствующий вещественно-петрологический "уклон" большинства выполненных ранее исследований.

Сравнительно менее изученными остались другие генетические вопросы, касающиеся специфики связи этих месторождений с определенными магматическими комплексами, причин и условий проявления различной продуктивности последних на скарново-шеелитовые месторождения, места4 этих комплексов в процессах вещественной и тектонической эволюции литосферы. Меньшее освещение получили и аспекты связи скарново-шеелитовых месторождений с различными региональными и локальными тектоническими структурами, специфика их позиции в вольфраморудных поясах и районах, соотношения с вольфрамовым оруденением других промышленно-генетических типов. Наконец, на втором плане остались причины и факторы, определяющие различия оруденения скарново-шеелитовых месторождений, включая особенности его состава, условий его формирования на послескарновых стадиях, его интенсивность и длительность, соотношения рудно-метасоматических и магматических процессов. Это особенно важно ввиду известного временного разрыва между образованием скарнов и оруденением, которое имеет многостадийный характер и связано с послескарновыми метасоматитами этапа кислотного выщелачивания (В.А.Жариков, Б.И.Омельяненко, Е.Н.Граменицкий, О.В.Кононов, В.И.Рехарский и др.). Как следствие, во многом неясным остаются причины различия величины ресурсов вольфрама скарново-шеелитовых месторождений.

Предпосылки для решения указанных вопросов были даны существенным прогрессом в смежных областях металлогенических исследований и в целом в изучении геологии и генезиса вольфрамовых месторождений. С учетом набора сопутствующих рудных компонентов, минеральных нарагенезисов, связи с определенными магматическими комплексами, сформированными в разной геодинамической обстановке, они были классифицированы на рудноформационной основе (В.Т.Матвиенко, А.Д.Щеглов, Д.О.Онтоев, М.М.Повилайтис, В.К.Денисенко, Е.АРадкевич, Д.В.Рунцквист, В.Т.Покалов, Ф.Р.Апельцин, В.Н.Воеводин и др.). Для промышленных вольфрамовых месторождений наиболее полная рудноформационная систематика предложена Ф.Р. Апельциным (1980), который выделил три рудные формации (молибден-вольфрамовую, полиметаллически-вольфрамовую и олово-вольфрамовую), а в каждой из них - по три промышленно-генетических типа месторождений (скарновый, грейзеновый и штокверковый). Позже эта классификация была дополнена В.С.Кудриным (1986), выделившим четвертую - золото-медно-молибден-вольфрамовую - рудную формацию. Эта систематика, включающая обособленную от олово-вольфрамовой редкометально-олово-вольфрамовую

рудную формацию (А.Б.Павловский), использована автором настоящей работы при дальнейших исследованиях.

Закономерности размещения вольфрамовых месторождений в структурах земной коры, специфика геотектонических условий их формирования более детально освещалось А.Д.Щегловым, Д.В.Рундквистом, И.Н.Томсоном, В.Т.Покаловым, Ф.Р.Апельциным и др. Установлена связь этих месторождений с процессами орогенеза и тектоно-магматической активизации. Для некоторых рудноформационных типов вольфрамовых месторождений показана их возрастная позиция в орогенном процессе (Л.Н.Овчинников, В.С.Попов, Г.Н.Щерба, И.Н.Томсон).

Важным для понимания генезиса вольфрамовых месторождений является вывод о гетерогенности источников продуктивных магматических комплексов (Л.В.Таусон, М.Г.Руб, В.А.Павлов, В.В.Ляхович, В.И.Коваленко, Ю.П.Трошин, В.С.Кудрин, Р.Н.Соболев и др.). Установление ведущей роли процессов магматической эволюции в реализации рудообразующего потенциала продуктивных комплексов, специфики их проявления в разных условиях более полно освещает роль магматического фактора в образовании вольфрамовых месторождений.

Наконец, существенное значение для решения генетических вопросов имеют результаты физико-химических исследований условий образования шеелита и других рудных и жильных минералов (Р.П.Рафальский, О.В.Брызгалин, Г.Ф.Иванова, В.Б.Наумов и др.).

Изложенные аспекты явились той основой, на которой построено дальнейшее рассмотрение закономерностей образования и размещения скарновых месторождений вольфрама. Этот анализ стимулировался также значительным объемом материалов по конкретным месторождениям, опубликованных отечественными и зарубежными исследователями.

Фактический материал и методы исследований. В основу диссертации положены материалы, полученные автором в течение 1983-96 гг. при выполнении исследовательских работ в ВИМСе и ИГЕМе по изучению и оценке рудных районов, полей и месторождений вольфрама и сопутствующих металлов. Исследованиями, с разной степенью детальности, были охвачены объекты Средней Азии (месторождения Кенсу, Кумбель, Меликсу, Кашкасу-Нарынское, Кумтор, Лянгар, Койташ, Чорух-Дайрон, Ингичке, Майхура, Кабуты, Яхтон, Джилау, Каратюбе и др.), Сев. Казахстана (Баян), Приморья (Восток-2, Лермонтовское, Скрытое и др.).

При полевых исследованиях главное внимание уделялось крупномасштабному картированию рудоносных площадей и особенно расчленению фаз и фаций продуктивных плутонов, выяснению пространственно-

временных соотношений магматических и рудно-метасоматических образований. В более мелком масштабе составлялись обобщенные схемы рудных полей и районов, проводились дешифрирование космофотоснцмков и морфоструктурный анализ, составлялись региональные схемы размещения магматических комплексов и рудных объектов и их контроля основными элементами тектоники. На ряде объектов проведена литохимическая съемка, отобрано большое число штуфов, шлифов, ашшшфов, минералогических проб, образцов для петрофизических и термобарогеохимнческих исследований. Выполнены многие сотни полны» силикатных анализов магматических и метасоматических пород, определены содержания в них летучих, второстепенных, редких и рудных элементов, методом нейтронной активации во многих десятках проб расшифрован спектр РЗЭ. С помощью рентгеноспектрального микроанализа установлены состав ведушш породообразующих и акцессорных минералов магматических пород, жильных у. рудных минералов метасоматитов. Анализы выполнены в лабораториях ВИМСа ИГЕМа, МГУ. При обработке информации применялись статистический V корреляционный анализы с использованием ЭВМ.

Кроме оригинальных данных, в работе использованы материалы друпо исследователей по месторождениям Средней Азии, Приморья, Забайкалья Кузнецкого Алатау, Якутии, Сев. Кавказа, а также по зарубежным объекта?* (Северо-Американские и Канадские Кордильеры, Китай, Корея, Австралия и др.).

Научная новизна и практическая ценность работы. Основной элемен: новизны в работе состоит в самом подходе к изучению скарново-шеелитовы? месторождений с учетом всей совокупности региональных и локальных факторо! (тектонических, магматических и др.), влияющих на их формирование: наличие карбонатных пород в контактах плутона рассматривается как важное, но далеко н< достаточное условие образования этих месторождений. Впервые выявлень факторы, определяющие вещественную и генетическую неоднородность скарново-шеелитовых месторождений, их соответствие разным вольфраморудны\ формациям. Установлены закономерные различия величины ресурсов вольфрам; скарново-шеелитовых месторождений, отвечающих разным рудным формациям.

Ряд выводов работы выходит за рамки проблемы образования скарново-шеелитовых месторождений, охватывая вопросы металлогении месторожденш' вольфрама в целом. Впервые обоснована смена вольфраморудных формаций в< времени и в пространстве при стадийном развитии разнотипных орогенных поясо1 (областей) фанерозоя, установлены факторы их региональной рудноформационно! зональности, показана структурная позиция скарново-шеелитовых месторожденш в вольфраморудных районах и их связь с локальными очаговыми структурами Выявлена изменчивость состава и морфологических типов скарновых и рудных те.] на разных глубинных ярусах, сопровождаемая изменением состава и строени:

продуктивных плутонов и сменой типов околорудных метасоматитов, установлена корреспондирующая структурная и вещественная зональность оруденения. Показаны различия структурных механизмов на разных этапах формирования скарново-шеелитовых месторождений.

Впервые показана эволюция вольфрамоносного магматизма в орогашых поясах разных типов, выявлена специфика условий генерации, эволюции и кристаллизации магмы при формировании продуктивных комплексов, проведена их типизация. Установлены особенности магматических комплексов, определяющие их различную продуктивность на скарново-шселитовые месторождения. Показана специфика соотношений магматических и рудно-метасоматических процессов при формировании этих месторождений.

Выявлены и количественно оценены различия физико-химических условий формирования скарново-шеелитовых месторождений разных рудных формаций, показаны генетическое родство метасоматитов на месторождениях каждой рудной формации и их соответствие специфике продуктивного магматизма. Установлены факторы, влияющие на уровень концентрации оруденения и величину ресурсов вольфрама скарново-шеелитовых месторождений. Вскрыты причины соответствия этих параметров рудноформационнои специфике месторождений.

Разработана многофакторная геолого-генетическая модель скарново-шеелитовых месторождений и на этой основе предложен типовой перечень региональных, среднемасштабных и локальных критериев их прогнозирования и оценки. Этим определяется практическая значимость работы, научные и практические выводы которой следует использовать при проведении прогнозных, поисковых и оценочных работ на вольфрам.

Реализация результатов и апробация работы, осуществлялась при геологопоисковых, оценочных и разведочных работах в различных регионах Средней Азии, Казахстана, Приморья и в ходе выполнения научно-исследовательских разработок. Материалы диссертации использованы при составлении трех отчетов по научно-исследовательским темам, отчета с подсчетом запасов месторождения Кенсу и программы геологоразведочных работ на вольфрам до 2005 г. ПО "Киргизгеолопш".

Разделы работы апробировались на: Всесоюзном совещании "Комплексное использование вольфрамовых месторождений в СССР" (Ленинград, 1986), научно-практической конференции геологической службы Киргизии (Фрунзе, 1988), совещании " Механизмы структурного контроля оруденения" (Звенигород, 1989), конференции ВМО "Прикладные и экологические аспекты минералогии" (Москва, 1990), семинаре "Магматизм и геодинамика" (Москва, 1990). Аспекты диссертации обсуждались на совещаниях в ПО "Киргизгеология" и Г1ГО "Приморгеология".

Публикации. Положения диссертации изложены в 27 работах,

опубликованных в центральных журналах, трудах Всесоюзных совещаний и конференций; некоторые из них переизданы в зарубежных журналах. Кроме того, материалы диссертации частично содержатся в научно-исследовательских и производственньЕХ отчетах.

Структура и объем работы. Диссертация состоит из 5-и разделов, введения и заключения. Объем работы^ЗЗстр., из них3Л?стр. текста, 30 стр. с таблицами, 80 стр. с рисунками, 36 стр. со списком литературы из ^.¿наименований.

Автор благодарен доктору г.-м. наук В.С.Кудрину, которому обязан пробуждением интереса к изучению скарново-шеелитовых месторождений и чьи содействие и помощь были неизменными на всех этапах исследования. Большую поддержку автору оказывал доктор г.-м. наук, профессор Ф.Р.Апельцин.

Многие вопросы, рассмотренные в диссертации, в разные годы обсуждали« с коллегами по рпботе в отделе вольфрама и молибдена ВИМСа - Б.С.Черновым

A.А.Фроловым, Т.И.Гетманской, М.АКудриной, С.В.Беловым, А.А.Бурмистровым,

B.М.Бородановым, A.M.Материковой, Г.Ю.Румянцевой,Е.В.Волковой и др.

Большая помощь в организации и проведении полевых работ, в сборе

фактического материала и финансировании исследований была оказана автору гл геологом ПО Киргизгеология" В.А.Ставинским, геологами Сарыджазской Учкошконской и Южно-Киргизской ГРЭ, гендиректором ПГО "Приморгеология' Е.И.Белокуровым, гл.геологом Таежной ГРЭ А.ЕЛевшуком, гл.геологов Приморского ГОКа СД.Николайчуком.

Большое влияние на формирование металлогенических представлений автора оказала его двухлетняя работа в лаборатории металлогении рудных районог ИГЕМ РАН под руководством И.Н.Томсона. Конструктивное общение с сотрудниками ИГЕМа - В.П.Полоховым, О.П.Поляковой, Б.В.Макеевым, М.Г.Руб И.А.Зотовым, Е.П.Малиновским, Л.Г.Филимоновой, В.АБаскиной Г.А.Тананаевой, О.Л.Свешниковой, В.С.Кравцовым, Н.Т.Кочневой и др. стимулировало разработку многих вопросов, освещаемых в диссертации.

Полезными были научные контакты и обсуждение ряда Bonpocoi диссертации с профессором Т.Кваком (La Trobe University, Мельбурн, Австралия).

Всем перечисленным лицам автор выражает свою глубокую благодарность.

I ГЕОТЕКТОНИЧЕСКАЯ ПОЗИЦИЯ СКАРНОВО-ШЕЕЛИТОВЫХ

МЕСТОРОЖДЕНИЙ

Анализ геотектонических позиций вольфраморудных провинции, поясов зон. включающих скарново-шеелитовые месторождения, базируется н; представлениях об автономности как эпигеосинклинальных орогенных 1 собственно геосинклинальных процессов (В.В.Белоусов, Ю.ГЛеонов К.В.Боголепов, И.Н.Томсон, Н.ПЛаверов и др.), так и на концепции с

самостоятельности, в свою очередь, процессов тектоно-магматической активизации (эпиплатформенного орогенеза, по В.Е.Хаину) по отношению к предшествующему эпигеосинклинальному орогенезу (А.Д.Щеглов, А.Е.Шлезингер, В.В.Белоусов, В.Е.Хаин, Д.В.Рундквист, В.К.Пуганцев и др.). На основании этого выделяются этапы эпигеосинклинального и эпиплатформенного орогенеза, каждый из которых включает несколько орогенных стадий, различающихся спецификой тектонических процессов, магматизма и металлогении (Ханн, 1973; Щеглов, 1968,1976 и др. "Металлогения орогенов", 1992; и др.).

Положение 1. Вольфрамовые. в том числе скарново-шеелитовые месторождения фанерозоя формировались на разных стадиях развития орогенных поясов (областей) различных типов. В эпигеосинклинальных орогенах сформированы раннеорогенные полиметаллически-вольфрамовые, среднеорогенные олово-вольфрамовые и позднеорогениые редкометально (бериллий) - олово -вольфрамовые месторождения. В эпиллатфооменных орогенах и в сегментах ранней консолидации эпигеосинклинальных орогенов сформированы раннеорогенные золото - медно - молибден-вольфрамовые, среднеорогенные молибден - вольфрамовые и позднеорогениые редкометально (бериллий. тантал)-олово-вольфрамовые месторождения. Размещение вольфраморуднмх формаций контролируется разновозрастными элементами разрывной, сводовой и блоковой орогенной тектоники, что в совокупности определяет мозаичную, коннентрически-очаговую или параллельно-поясовую зональность вольфраморудных провинции.

Вольфрамовое орудепение в областях (поясах, зонах) эпигсогинклииального орогенеза рассмотрено на примерах герцинского орогена Южного Тянь-Шаня, мезозойского (раннемелового) орогена Западного Сихоте-Алиня, мезозойской Яно-Колымской области, герцинского орогена Центральной и Западной Европы, мезозойского орогена Канадских Кордильер, Общим для этих областей является широкое развитие вулканогенно-карбонатно-терригенных, кремнистых, терригенных флишоидно-молассоидных и олистостромовых формаций, местами включающих турбидиты и микститы, которые накапливались на предорогенном этапе (по И.Н.Томсону, В.А.Селиверстову, 1992) синхронно с формированием покровно-надвиговых и шарьяжных структур, образованием опрокинутых складок, флексур, структур волочения и будинажа. С предорогенным этапом связаны также процессы углеродлзашш этих толщ, с развитием характерного комплекса рассеянной минерализации ("П, Аи, Мо, V/, Р!, N1, Со и др.). При гтлейт-тектоничесгасс реконструкциях подобные области нередко рассматриваются в качестве зон проявления межплитных или внутриплнтных (вдоль крупных разломов) коллизионных или субдукционных процессов, характеризующихся обстановкой общего сжатия, свойственной современным островным дугам.

На предорогенном этапе (или в начале раннеорогенной стадии) в областях данного типа начинается формирование крупных сводовых структур, расчлененных небольшими рифтогенными грабенами (локальное растяжение на фоне общего сжатия, по П.К.Кепежинскасу и др., 1988.). Эти мегасводы разделяются и окаймляются прогибами, наследующими позицию крупны} линеаментных зон и выполненными интенсивно тектонизированными терригенными отложениями, вмещающими месторождения полиметаллически-вольфрамовой рудной формации. Соответственно, раннеорогенные полиметаллически-вольфрамовые месторождения могут группироваться в дуговидные металлогенические зоны, протягивающиеся вдоль периферии мегасводов и окаймляющие их (Соловьев,1994).

На среднеорогегаюй стадии, в условиях интенсивного роста сводовых поднятий формируются месторождения олосо-сольфрамовой формации. Обычно они развиты в осевой, ядерной области мегасводов, где тяготеют к блокам с более устойчивым воздыманием и, по-видимому, с наиболее сиализированным фундаментом, маркируя тем самым совокупную рудную зональность мегасводов. Реже они приурочены к периферии последних, трассируя линейные линеаментные зоны иного (по отношению к линеаментам раннеорогенной стадии)простирания, нередко диагональные и кососекущие, которые контролируют также позицию малосульфидного золотого, сурьмяно-ртутного и иного оруденения (Павловский, 1992; Белов,Кочнева, 1985; Ершова и др., 1986; и др.).

Наконец, на позднеорогенной стадии происходит локализация ареалов гранитоидного магматизма и связанного с ним редкометально-олово-вольфрамового оруденения в более узких тектонических зонах, связанных с системами небольших грабенов в осевых областях мегасводов. Эти грабены маркируются проявлениями щелочно-базитового магматизма (Баскина, 1988), развитыми и на указанных месторождениях (Руб, Руб,1991),а их простирание отлично от такового структур среднеорогенной стадии ("Глубинное строение...", 1984; и др.).

Вольфрамовое оруденение в зонах, сегментах, блоках ранней консолидации б областях эпигеосинклинаяыюго орогенеза рассмотрено на примерах каледонского орогена Кузнецкого Алатау (Батеневская зона), Центрально-Кызылкумского, Нуратинского, Сарыджазского блоков (сегментов) герцинского орогена Южногс Тянь-Шаня, центрального сегмента мезо-кайнозойского орогена СевероАмериканских Кордильер и др. Общим для этих сегментов является редуцированная мощность геосинклинальных и орогенных отложений, нередко -проявление квазиплатформекного этапа перед началом орогенеза с развитием карбонатных формаций и в целом особый - сводово-рифтовый - тектонический режим ("Металлогения орогенов",1992; и др.). Фундаментом этих сегментов служат

более древние континентальные блоки, что обусловливает развитие комплекса вольфраморудных формаций эпиплатформенного типа; при этом в конкретных сегментах набор последних обычно редуцирован как в силу специфики явлений реювенации (по Д.В.Рундквисту,1993), блоков мафического или сиалического состава, так и ввиду разной рудной специализации секущих линеаментов. Наиболее обычно развитие в отдельных сегментах либо раннеорогепной золото-медно-молибден-вольфрамовой и среднеорогенной молибден-вольфрамовой формации, либо позднеорогенной редкометально-олово-вольфрамовой формации. На раннеорогепной стадии формировались также золотые (золото-сульфидно-кварцевые), золото-медные, полиметаллические« магнетитовые, медно-молибденовые месторождения, часть которых связана с золото-медно-молибден-вольфрамовыми в единый латеральный ряд генетически родственных рудных формаций (Алабин,1983; Кудрин и др.,1990; и др.); золото-медно-молибден-вольфрамовые месторождения размешены обычно в депрессионных. грабенообразных структурах, нередко - в периферических прогибах мегасводов. Среднеорогенные молибден-вольфрамовые, вольфрам-золотые, золото-кварцевые месторождения также тяготеют к грабенам, развитым, однако, ближе к осевой области мегасволов. Редкометпьно(бер1илий)-олово-вольфрамовые месторождения приурочены к наиболее жестким сиалическим блокам сегментов ранней консолидации, отвечающим наиболее приподнятым ядерным областям мегасводов.

Вольфрамовое орудененис в областях (поясах, зонах) эпиплатфор]менного орогенеза - областях обычно многоэтапной тектоно-магматической активизации (по А.Д.Щеглову, 1968 и др.; Г.В.Андрееву, 1986) древних и молодых платформ, щитов и срединных массивов - рассмотрено на примерах герцинского орогена Срединного Тянь-Шаня, каледоно-гериинского орогена Казахстана и Северного Тянь-Шаня, герцинского орогена Горного Алтая, мезозойского орогена Восточного и Западного Забайкалья, мезо-кайнозойской орогенной системы Южного Китая, кайнозойского орогена западных штатов США, альпийского Средиземноморско-Гималайского орогенного пояса и др. Общим для этих областей является широкое проявление рифтогенеза, отражающего обстановку общего растяжения и деструкции континентальной коры с развитием систем внутри- и окраинноконтинентальных рифтов. Происходит перестройка (иногда объединение) ранее возникших сводовых поднятий с интенсивным ростом новых мегасводов и накоплением грубообломочных моласс и мощных вулканогенных толщ в наложенных приразломных и периферических прогибах и впадинах (Щеглов,1976 и др.; Хаин, 1977 и др.). Наряду с предорогенной углеродизаиией толщ проявлена также их гематитнзашш.

Синхронному проявлению эпигеосинклинальных и эпиплатформенных орогенных процессов на смежных территориях может отвечать параллельно-

зональное расположение специализированных вольфрам орудных поясов (зон), связанных с параллельными ("продольными", по И.Н.Томсону, В.С.Кравцову и др.) линеаментными зонами, сходное с зональностью активных континентальных окраин (Митчел, Гарсон, 1984). При этом позиции островных дуг соответствуют пояса (зоны) с полиметаллически- и олово-вольфрамовым оруденением, при переходе к континенту (активизированной платформе) сменяемые поясами (зонами) с золото-медно-молибден-вольфрамовым и молибден-вольфрамовым оруденением, отвечающими системам окраинноконтинентальных рифтов. В такой зональности проявляются известная пространственная обособленность оловянного и молибденового оруденения (Попов, 19.84 и др.; Покалов,1992). Одним из наиболее ярких примеров этого является параллельно-зональное расположение вольфраморудных поясов Южного и Срединного Тянь-Шаня (Павловский, 1977; Кудрин и др., 1985, 1990; Соловьев, 1992,1994).

Положение 2. Вольфраморудные районы и поля скарново-меелитовых месторождений контролируются узлами пересечения линеаментов и приурочены к локальным очаговым структурам, их сегментный и секториальным блокам. Им свойственна разноранговая ярусная зональность метаеоматитов и оруденения. проявленная в изменении состава и морфоструктурных черт скарновьгх и рудных тел, сопровождающем вертикальную изменчивость состава и строения продуктивных плутонов. Развитие структур месторождений во многом обусловлено спецификой геодинамических механизмов. реализуемых при внедрении и поэтапной кристаллизации магматического расплава.

Вольфраморудные районы приурочены к участкам пересечения рудных поясов и зон (специализированных линеаментов) линеаментными структурами рудоконцентрирующего (по М.А.Фаворской, И.Н.Томсону) типа. Среди этих районов могут бьггь выделены два типа: полиформационные и моноформационные (в отношении вольфраморудных формаций; в широком смысле все рудные районы являются полиформационными). Первые возникают на пересечении специализированной (рудоконтролирующей) линеаментной зоны не только с поперечным рудоконтролирующим разломом, но также и с другим (или другими) специализированным линеаментом. В результате вольфрамовое оруденение в таких рудных районах отвечает двум и более вольфраморудным формациям и формируется длительное время (десятки миллионов лет) в течение нескольких стадий (возможно, и этапов) орогенного развития. В таких рудных районах и отдельные вольфраморудные поля и даже месторождения, приуроченные к структурам длительной активности, могут являться полиформационными. В этих районах развиты несколько последовательных вольфрамоносных магматических комплексов, имеющих разные по составу и глубинности источники. К

полиформационным вольфраморудным районам относятся Армянский в Центральном Сихоте-Алине, группа сближенных рудных районов (мегарайон) Зеравшано-Гиссара (Южный Тянь-Шань), ряд рудных районов Забайкалья (Оддандинский и др.), рудный район Даю в Южном Китае и др.

Вольфраморудные районы моноформационного типа возникают в узлах пересечения лишь одного специализированного ( рудоконтролируюшего) линеамента с поперечным рудоконцентрирующим разломом. Вольфрамовое оруденение в них отвечает одной вольфраморудной формации, хотя здесь, как, впрочем, и в предыдущем случае, может развиваться комплекс месторождений, образующих латррхчьный ряд родственных рудных формаций. Вольфрамовое оруденение в этих рудных районах формируется в течение одной орогенной стадии. Их характерными примерами являются Моголтауский, Сонкульскин, Арпатектыр-Кенсуйский и др. в Срединном Тянь-Шане, Широкинский в Восточном Забайкалье, многие рудные районы Центр. Казахстана, Горного Алтая и др.

Вольфраморудные районы, локатизованные в ухтл.ч пересечения разноориентированньтх линеаментов, приурочены к локальным тектоно-магматическим (очаговым) структурам. При этом в полиформаинонных районах отмечается "стягивание" последующих вольфраморудных формаций от периферии к центру подобных очаговых структур. Напротив, для моноформацнонных районов характерно рассредоточение более поздних рудных объектов из центра к периферии очаговых структур. Такие же тенденции зонального размещения иногда проявлены и для промышленно-генетических типов вольфрамовых месторождений.

Вольфрамовое оруденение в моно- и, особенно, в полиформационных вольфраморудных районах представлено большинством промышленно-генетических типов (скарновым, грейзеновым, штокверковым). Однако относительное значение каждого типа для разных вольфраморудных районов неравноценно и тем более "дифференцируется" на уровне рудных полей и месторождений.

Рудные поля скарново-шеелитовых месторождений .в пределах вольфраморудных районов контролируются структурами нескольких типов, отвечающими более обшей систематике последних, разработанной И.Н.Томсоном (1988 и др.). Среди этих типов наиболее отчетливо выделяются три: (1) рудные поля в секторнальных (или трапецевидных) блоках более крупных очаговых структур, отвечающих рудным районам (поля месторождений Восток-2, Кумбель, Лянгар, Койташ, Ингичке и др.); (2) рудные поля в локальных очаговых структурах, наложенных на сегментные и секториальные блоки более крупных очаговых структур (поля месторождений Кенсу, Кашкасу-Нарынское,

Быстринское, Чорух-Дайрон, Джилау, Майхура и др.); (3) рудные поля на взанмопересечениии двух соседних очаговых структур, иногда осложненном грабенообразной впадиной или дочерней очаговой структурой (рудное поле месторождения Лермонтовское). Возможны и различные комбинации и взаимопереходы указанных типов. Этим структурам отвечает рудно-метасоматическая зональность очагового, секториального или комбинированного характера.

Вольфраморудным районам и полям, наряду с латеральной рудно-метасомапгческой и иной зональностью, свойственна и определенная вертикальная изменчивость состава и морфологических типов оруденения, которая иногда носит характер ярусной (в понимании Д.О.Онтоева, И.Н.Томсона и др.). В вольфраморудных районах последняя определяет появление (на разных глубинных уровнях) самостоятельных рудных объектов, как вольфрамовых, так и связанных с вольфрамовыми в латеральном ряду родственных рудных формаций. В вольфраморудных полях собственно вольфрамовое оруденение характеризуется гипертрофированным развитием и обладает собственной структурно-морфологической и вещественной изменчивостью рудных тел, отвечающей разным глубинным уровням и выступающей в качестве ярусной зональности более высокого порядка. В рудных полях скарново-шеелитовых месторождений это осложняется еще сменой структурно-морфологических типов скарновых тел.

В частности, в ближайшей (десятки - первые сотни метров) экзоконтактовой области продуктивных плутонов развиты скарновые тела приконтактового (фронтального) и секущего (жильного) типов, их различные комбинации, иногда с древовидными и иной сложной формы ответвлениями. Это обусловлено обычной сложностью строения зоны ближайшего экзоконтакта плутона, наличием многочисленных останцов вмещающих пород, полностью или частично заключенных в плутоне, апофиз, выступов интрузивных пород, участков пересечения и сочленения даек с плутоном и других факторов, осложняющих морфологию контактовой поверхности плутона. В неоднородных по составу толщах могут быть развиты и небольшие лиюовидно-пластовые тела скарнов, приуроченные к контактам пород контрастного состава и подчиненные их напластованию. Данный ярус развивается обьгчно на глубине 2-3(4)км от палеоповерхности. Примерами объектов, сформированных на этом ярусе, являются рудные поля месторождений Лянгар, Ингичке, Лермонтовское, Майхура, Туимское, отдельные участки (блоки) полей месторождений КойтаЩ, Кенсу, Кумбель, Пайн-Крик и др.

В более удаленной (обычно в пределах 0,2-1км) области экзоконтакта ■наиболее характерны скарновые тела субвертикальной жильной, линзовидно-пластовой с боковыми ответвлениями формы; кверху такие тела нередко переходят

в скарновые штокверки. Данный ярус обычно развивается на глубине 0,5-1,5(2)км от палеоповерхности, что согласуется с нередким развитием различных субвулканических образований, связанных с продуктивным плутоном (локальных аппаратов центрального типа, жерл, субвулканических даек и т.п.), а также эруптивно- и эксплозивно-брекчиевых тел. Примерами объектов, представляющих этот ярус, являются рудные поля месторождений Тырныауз, Катпар, Восток-2, отдельные участки (блоки) полей месторождений Кенсу, Кумбель, Сало-Костабонн, Маунт Рид-Маунт Эскин и др.

Наконец, на удалении от кровли плутона в 0,5-1,5(2)км нередко развиваются пологие линзовидно-пласто вые тела скарнов. Этот ярус характеризуется развитием лишь разрозненных даек и реализуется только при пологом залегании вмещающих пород; при крутонаклонном залегании последних образование пологих "межформаиионных" скарновых тел, очевидно, невозможно. Примерами объектов, предсташмюших данный ярус, являются рудные поля месторождений Агылки, Мактанг, Кантанг, Сангдонг и др.

В целом три охарактеризованных яруса скарново-рудных тел отвечают среднему ("скарновому") ярусу более низкого порядка, выделяемому в обшей объемной модели ярусного строения рудных полей скарново-шеелитовых месторождений. Вертикальная протяженность этого "скарнового" яруса в разных рудных полях обычно варьирует в пределах 0,5-1,5(2)км. Более глубокий ("подскарновый") ярус отвечает развитию уже иных морфогенетических типов оруденения (грейзенового, штокверкового) в более глубоких энлоконтактовых зонах плутона; единственный пример локхшзации тел вольфрамоносных скарнов внутри плутона (если не считать крайне незначительных эидоскарновых зон, обычных на многих месторождениях) представляет месторождение Чорух-Дайрон. Более высокий ("надскарновый") ярус также определяется оруденением преимущественно штокверкового и жильного морфогенетических типов. Указанной смене морфогенетических типов оруденения на различных глубинных ярусах обычно корреспондирует и изменение его состава. Следует подчеркнуть, что в отдельных рудных полях представлены обычно один или два структурно-морфологических яруса; лишь в совокупности рудных полей, отвечающих рудному району, можно наблюдать все или большинство из них.

Эволюция локальных структурно-тектоничесютх условий Формирования скарново-шеелитовых месторождений .определяется неоднократной радикальной сменой тектонической обстановки в связи с длительным развитием локальных тектоно-магмэтических (очаговых) структур, чему корреспондируют несколько последовательных этапов минерало- 11 рудообразования. Развитие этих структур в целом отражает процессы эндогенного диапирнзма (Томсон,1988) в связи с функционированием систем магматических очагов (глубинных, промежуточных,

периферических, остаточных и др.);такие структуры являются формой поверхностного проявления потенциально-рудоносных магматических систем, связанных с глубинными источниками (по Л.В.Таусону и др.,1987). В соответствии с этим, структурно-тектонические условия формирования скарново-шеелитовых месторождений рассматриваются как отражение действия различных тектонофизических механизмов при внедрении и кристаллизации магматических расплавов (Соловьев, 1985,1987).

1-й (ранний) этап формирования месторождений сопряжен с начальным периодом внедрения наиболее крупных интрузивных тел ранних (главной) фаз продуктивного внедрения. Геодинамическая обстановка в надинтрузивной области отвечала условиям действия "мягкого штампа" (по С.В.Белову и др., 1985; и др.) с реализацией соответствующего типа механизма поперечного изгиба и инверсией напряжений от центра к периферии очаговой структуры - выпилаживанием до субгоризонтальных траекторий сжимающих усилий и разворотом растягивающих напряжений до субвертикальных. В центральных областях очаговых структур в обстановке преимущественно субвертикального сжатия и субгоризонтального всестороннего растяжения происходило обособление клиновидных, сужающихся книзу блоков вмещающих пород, вдоль корней и боковых контактов которых возникали магнезиальные скарны. Тела последних приобретали чашевидную или желобообразную форму, с пологой донной частью и крутыми восходящими ответвлениями. Этому способствовала восходящая фильтрация флюидов, которая определялась наличием зо-ны максимального сжатия вблизи внедрявшейся на глубине магматической массы, а максимального растяжения - в удаленной надинтрузивной области. На флангах очаговых структур, напротив, имелись условия для образования пологих (в пологозалегающих) или субвертикальных (в крутонаклонных толщах) линзовидных тел магнезиальных скарнов.

В областях общего сжатия (эпигеосинклинальных орогенах) иногда проявлена особая специфика трещинного каркаса очаговых структур, отвечавшая этому раннему этапу. Она выражена в развитии пологих трещинных зон в надинтрузивной области, возникавших при некомпенсированном вертикальном растяжении. Возможно, именно поэтому в эпигеосинклинальных орогенах более распространены крупные пологие "межформационные" залежи магнезиальных скарнов (месторождения Агылки, Скрытое, Мактанг, Кантанг и др.). В условиях эпиплатформенного орогенеза обстановка некомпенсированного вертикального растяжения проявлялась в грабенах, где также известны пологие пластовые тела скарнов, расположенные на удалении над интрузивным куполом (месторождение Сангдонг и др.).

Переход ко 2-му этапу определялся отвердением верхней части плутона. Вначале, когда роль этого фактора была, по-видимому, еще не очень

значительной, вдоль контактов вмещающих пород контрастного состава возникали зоны пластической деформации, наследуемые линзовидными телами известковых диффузионно-биметасоматических скарнов (по В.Ф.Чернышеву, 1961,1985). При крутонаклонном залегании вмещающих пород эти зоны зашшали субвертикальное положение, а в пологих породах, особенно на флангах очаговых структур -субгоризонтальное. В этих же условиях, способствовавших гидродинамическому концентрированию восходящих флюидов в синклинальных или антиклинальных элементах контактов, формировались апомагнезиальные известковые скарны (по А.А.Пэку и др., 1980). Скарнирование частично распространялось и на затвердевшую зону плутона.

Затем, когда была консолидирована более значительная часть плутона, специфика действия "жесткого штампа" (по С.А.Сандомирскому и др., 1975, 1980; И.В.Лучицкому,П.М.Бондаренко,1974; С.В.Белову и др.,1985 и др.) проявилась в большей степени. Строго субвертикальная ориентировка сжимающих усилий при субгоризонтальной - растягивающих, с учетом большей интенсивности напряжений обусловила смену пластических деформаций хрупкими, с формированием субвертикальных трещин отрыва, тяготеющих к более удаленной надинтрузивной зоне в центральной (сводовой) области очаговых структур. Переход разрывных нарушений из рассеянного состояния в сосредоточенное как ведущий структурный фактор образования известковых инфильтрационных скарнов показан В.Ф.Чернышевым, Ю.Г.Сафоновым (1974 и др.). Наиболее благоприятные условия для растрескивания имелись вдоль скарнированных контактов или скрытых разрывных нарушений, ориентированных нормально к направлению субгоризонтального растяжения. Анизотропия напряжений также способствовала нагнетанию флюидов из более глубоких областей преимущественного сжатия в определяющую позицию трещин отрыва, расположенную выше область преимущественного растяжения (Старостин, 1984,1988 и др.). Возникшие здесь тела инфильтрационных известковых скарнов имеют субвертикальную жильную,стол бовидную, пластинообразную форму.

Образование скарнов предварялось интенсивным разуплотнением карбонатных и алюмосиликатных пород субстрата, ростом их фильтрационных характеристик и понижением хрупкости - своеобразной "подготовкой" свойств к оптимальным для протекания метасоматических процессов, проходившей под влиянием флюидов на фронте образования метасоматитов. Рост пластичности пород субстрата способствовал развитию диффузионно-биметасоматических скарнов, которые, как и обменно-диффузионные (апомагнезиальные) скарны, в свою очередь, нередко являются субстратом для интенсивного проявления хрупких деформаций и образования известковых скарнов инфильтрационного типа. В скарнах всех типов отмечается повышение хрупкости и понижение

фильтрационных характеристик с ростом содержания граната (Соловьев, 1986).

3-му этапу отвечает радикальное изменение характера тектонических напряжений в очаговых структурах, которые теперь отражают уже режим контракции и компенсационной просадки кровли плутона. Этот режим определяет развитие трещинного каркаса штокверков рудоносных (в том числе апоскарновых) метасомататов. На ранних стадиях этого этапа поле напряжений характеризовалось субвертикальной ориентировкой траекторий растяжения в центральных зонах очаговых структур и их постепенным выполаживанием к флангам последних. Соответственно менялись и траектории сжимающих напряжений. Такая картина напряжений возникает в надинтрузивной области плутона при значительном понижении давления в магматической камере по сравнению с внешним и отвечает начальным стадиям деформации остывающих интрузивных тел (Лучицкий, Бондаренко,1974). Растрескивание было наиболее интенсивным в хрупких породах скарновых залежей, а развитие апоскарновых минеральных ассоциаций приводило к резкому возрастанию пористости и понижению хрупкости пород. Стадийный (пульсационный) характер растрескивания указывает на чередование периодов накопления напряжений с периодами их разрядки (Осипов, 1974). Важно подчеркнуть также центробежный характер развития ареала трещиноватости, обусловивший соответствующую рудно-метасоматическую зональность. В трещинные структуры, отвечавшие данному этапу, могли внедряться мелкие магматические тела, завершавшие становление плутона и вызывавшие локальное возмущение общего "контракционного" поля напряжений.

В общем штокверковом ареале послескарновых метасоматитов нередко выделяются отдельные линейные, дуговые или изометричные зоны их максимального сгущения, обладающие повышенной рудоносностью и отвечающие фрагментам региональных или более локальных тектонических зон и узлам их пересечения, активизированным при формировании локальных очаговых структур. В зависимости от взаимной ориентировки этих зон по отношению к скарновым телам могут различаться и позиции рудных столбов.

В конце 3-го этапа, когда формируются наиболее поздние, низкотемпературные метасоматиты (березиты и др.), на ряде месторождений отмечена еще одна перестройка общего тектонического режима, по-видимому, отвечающая более зрелому типу деформаций остывающего плутона. В этих условиях поле напряжений в центре очаговой структуры также определяется субвертикальным растяжением и субгоризонтальным сжатием, однако наклон осей напряжений с приближением к флангам противоположен тому, который отмечался ранее. Такая ориентировка напряжений, обусловив сходные морфологические черты возникавших штокверков с более ранними, тем не менее,

привела к противоположной, центростремительной направленности распространения ареала растрескивания и к соответствующему "обратнолсу" тренду рудной зональности.

Таким образом, ведущими механизмами, определявшими эволюцию структур скарново-шселитовых месторождений, являлись процессы внедрения магматического расплава, его поэтапной кристаллизации, сопровождавшейся контракционными деформациями и компенсационной просадкой пород около- и надинтрузивной толщи. Очевидно, общая последовательность событий - смена "штампового" геодинамического режима при внедрении магмы режимом контракции и усадки при консолидации плутона - является единой и для более широкого класса плутоногенных месторождений. В этом аспекте для скарново-шеелитовых месторождений следует особо подчеркнуть, что резкий "перелом" геодинамического режима (переход от "штампового" к контракционному) по времени отвечает завершению процесса образования скарнов и началу собственно рудного процесса. По-видимому, такое совпадение не случайно и обусловлено более глубокими генетическими причинами, связанными с обособлением и развитием остаточных магматических очагов в период обшего затухания магматической деятельности.

II. ОСОБЕННОСТИ РУДОПРОДУКТИВНЫХ МАГМАТИЧЕСКИХ КОМПЛЕКСОВ

Особенностям геотектонической и возрастной позиции вольфрамового оруденения в различных орогенных структурах отвечает и его ассоциация с разными по формационной, генетической и иной принадлежности магматическими комплексами, петролого-петрогеохимическая специфика которых наиболее контрастно отражает различия соответствующих орогенных режимов. В свою очередь, различным комплексам отвечают вольфрамовые месторождения как вполне определенной рудноформационной принадлежности, так и с разным относительным значением собственно скарнов.

Положение 3. Скарновые и другие вольфрамовые месторождения ассоциируют с магматическими комплексами разной Формационной принадлежности, представляющими два эволюционных ряда вольфрамоносного магматизма соответственно в эпигеосинклинальных и эпиплатформенных орогенах. Общим для этих рядов является убывание глубинности магматических источников к концу орогенных этапов. а различия подчеркиваются разницей окислительно-восстановительных. кислотно-щелочных и иных параметров магматического процесса. С последним согласуется разница механизмов кристаллизационной дифференциации при обшем последующем сокращении фракционирования минералов-концентраторов вольфрама. Наиболее продуктивные на скарново-

шеелитовые месторождения эпигеосинкдииальные раннеорогенные габбро-

монцодиорит-гранитные,_эпиплатформенные_раннеорогенные_габбро-

монцонит(сиенит)-гранитные_и_среднеоро генные_моннодиорит-гранит-

лейкогранитные комплексы связаны с глубинными (мантийными') или смешанными источниками.

Среди магматических комплексов, продуктивных на вольфрамовое оруденение, выделяются следующие:

А. в областях эпигеосинклинального орогенеза:

1. Раннеорогенные габбро-монцодиорит-гранитные комплексы, сопровождаемые полиметаллически-вольфрамовым оруденением;

2. Среднеорогенные гранодиорит-гранитные комплексы, сопровождаемые олово-вольфрамовым оруденением;

3. Позлнеорогенные грани 1-аляскиювые комплексы, сопровождаемые редкометально-олово-вольфрамовым оруденением.

Б. в областях эпиплатформенного орогенеза и в блоках ранней консолидации областей эпигеосинклинального орогенеза:

4. Раннеорогенные габбро-монцонит(сиешгт)-гранитные комплексы,

сопровождаемые золото-медно-молибден-вольфрамовым оруденением;

5. Среднеорогенные монцодиорит-гранит-лейкогранитные комплексы,

сопровождаемые молибден-вольфрамовым оруденением;

6. Позлнеорогенные гранит-аляскитовые комплескы, сопровождаемые

редкометально-олово-вольфрамовым оруденением.

Габбро-монцодиорит-гранитные комплексы рассмотрены на примерах ряда позднепалеозойских комплексов Южного Тянь-Шаня (караказыкский, чинорсай-арчамайданский и др.), раннемелового комплекса Центрального Сихотэ-Атиня, средне-позднемелового комплекса Сэлвин Канадских Кордильер. Для них характерно: количественное преобладание пород промежуточных фаз внедрения (кварцевых монцодиоритов, кварцевых монцонитов и калиевых гранодиоритов) при подчиненном развитии пород ранних (субщелочные габбро, субщелочные кварцевые диориты) и поздних (субщелочные граниты и лейкограниты) фаз; повышенная калиевая щелочнометальность пород, относящихся обычно к высококалиевому известково-щелочному типу, их повышенные основность, магнезиальность и глиноземистость при низкой степени окисленности железа; повышенные содержания в породах Ва, Бг, N4, Со, Сг, V и пониженные - ИЬ, 1л, Ве, КЬ и др.; среди акцессориев преобладают ильменит, апатит, циркон, сфен, ортит, в породах поздних фаз присутствуют фанат (пироп-альмандин), андалузит, кордиерит и другие высокоглиноземистые минералы; повышенная водонасыщенность магматических расплавов (обычен парагенезис роговой обманки и биотита), повышенные содержания летучих компонентов (фтора и др.);

повышенные величины отношения К/ЛЬ, низкие - ЛЪ/Бг, умеренно-повышенные - Ьам/УЬм (обычно 3-12, в кислых породах 1-2), невысокие - 873г/865г (0,7060,707). В целом породы принадлежат к андезит-латитовому геохимическому типу (по В.С.Антипину, 1987, 1992) и являются индикаторными для островодужных систем; они связаны с магматическими источниками в примитивной (или деплетированной ?) верхней мантии перидотитового или пироксенитового состава.

Гранодиорит-гранитные комплексы рассмотрены на примерах колымского и других меловых комплексов Яно-Колымской области, позднемелового арминского комплекса Центрального Сихотэ-Алиня, гиссарского и других позднепалеозойских комплексов Южного Тянь-Шаня. Для них характерны: количественное преобладание пород 2-ой (главной) фазы внедрения (роговообманково-биотитовых гранодиоритов и биотитовых гранитов) при подчиненном развитии пород ранней (кварцевые диориты, кварцевые монцодиориты, роговообманковые диориты) и поздних (субщслочные граниты и лейкограниты, нередко турмалиновые и двуслюдяные) фаз; калиевый профиль шелочнометальности, невысокая основность и магнезиальность и повышенная глиноземистость, низкая степень окисленности железа; повышенные содержания в породах ЯЬ, У, Ве, низкие - Ва, 8г, Сг, N4, Со, V; среди акцессориев преобладают ильменит, высокоглиноземистые минералы (корунд, андалузит, силлиманит, кордиерит), гранат (альмандин), турмалин, апатит, циркон, монацит, касситерит, шеелит и др.; повышенные содержания бора; пониженные значения отношения К/Шз, повышенные - ЯЬ/Бг и Ьа^/УЬ^ (516 и более) 875г/865г (0,710-0,712), отчетливый дефицит Ей. В целом породы принадлежат к гранодиорит-гратгтному и стандартному геохимическим типам (по В.И.Коваленко, 1977), к типу палингенных гранитоидов известково-шелочного ряда (по Л.В.Таусону,1977); генерация расплавов протекала при плавлении метапелитов, возможно, в условиях их гранитизации.

Гранит-аляскитовые комплексы областей эпигеосинклинального орогенеза рассмотрены на примерах их развития в Центральном Сихотэ-Алине и Яно-Колымской области. Для них характерно: количественное преобладание пород 1-ой фазы (биотитовые лейкограниты) при подчиненном развитии более поздних гранит-порфиров, альбит-микроклиновых лейкогранитов и т.п.; повышенная щелочнометальность пород, принадлежащих обычно к субщелочному ряду, низкие основность и магнезиальность и высокая глиноземистость пород, низкая окисленность железа; повышенные и высокие содержания в породах КЬ, У, Р, Ве, ЫЬ, Та, Бп, V/, низкие - Ва, Бг, Со, №, Сг, V; среди акцессориев преобладают ильменит, топаз, циркон, ксенотим, фторапатит, флюорит, анатаз, рутил, гранат [пироп-альмандин), колумбит, касситерит, шеелит и др.; наличие специфических эндоконтактовых образований (штокшайдеров, пегматитов и т.п.), порфировидные :труктуры, высокая водо- и фторонасышенность расплавов, низкие (600-475°С)

температуры их кристаллизации; высокие значения отношения Шэ/Бг, низкие К/ЯЬ и Ьам/УЬи (7,5-0,4), резкий дефицит Ей. В целом породы принадлежат 1 геохимическому типу 'плюмазитовых редкометальных лейкогранитов, иногда ] разновидностям, переходным к литий-фтористой фации последних (ш Л.В.Таусону, 1977); генерация расплавов протекала в гранитизированном корово> субстрате.

Габбро-монцонит(сиенит)-грапитные комплексы рассмотрены на примера улень-туимского (или тигертышского) комплекса Кузнецкого Алатау сонкульского, чорухдайронского и других комплексов Срединного Тянь-Шаня быстринского комплекса Восточного Забайкалья. Для них характерно: эволюши пород от субщелочных (ортоклазовых), иногда оливиновых габброидов чере монцониты (монцодиориты) и сиениты (в том числе щелочные и кварцевые) д< кварцевых монцонитов, кварцевых монцодиоритов, субщелочных гранитов I лейкогранитов; повышенная калиевая шелочнометальность пород, принадлежащн к субшелочному или высококалиевому известково-щелочному типу, с & возрастанием к поздним фазам; повышенная основность, магнезиальность I титанистость, низкая глиноземистость; высокие содержания в породах Ва, Бг. N1 Со. Сг, V, низкие - ЯЬ, Ы, Ве, Бп, Nb; высокая степень окисленности железа среди акцессориев преобладают магнетит (развит и гематит), апатит, сфен циркон, ортит и др.; высокие содержания летучих компонентов (особенно хлора) высокие и очень высокие значения отношений К/ИЬ и Ьам/УЬц (до 30-50) низкие Шз/Бг и ^Бг/^Бг (0.704-0.706). В целом породы принадлежат к шошонит латитовому геохимическому типу (по В.С.Антипину, 1987, 1992) и являют» индикаторными для эпиконтинентальных рифтов; они связаны с магматическим! источниками в сильно метасоматизированной гранатсодержащей верхней мантии.

Монцодиорит-граншп-лейкогранитные комплексы рассмотрены на примера: нуратинского и сарытауского комплексов Южного Тянь-Шаня, акчатаускоп комплекса Центрального Казахстана, гуджирского комплекса Забайкалья магматической ассоциации месторождения Тырныауз, ряда комплексов запад; США. Для них характерны: существенная геохимическая и генетическа) автономность гранитоидов, иногда - их временной разрыв с предшествующим! породами основного и монцонитоидного состава; повышенная калиева) щелочнометальность пород, ее возрастание к поздним дифференциатам, слегк; повышенная магнезиальность и более существенная глиноземистость повышенные содержания Ва, Бг, невысокие - ЯЬ, У, Бп, Ве; среди акцессорие] преобладают магнетит, ильменит, гранат (спессартин), апатит, сфен, циркон ортит и др; возрастание водонасыщенности расплавов и содержаний летучи; компонентов (фтора и хлора) к поздним дифференциатам; повышенные величинь отношения К/Юз, пониженные ЯЬ/Бг, существенно варьирующие значенш

отношения Ьам/УЬ^, низкие (0,705-0,706),реже (в поздних дифференциатах) более высокие (до 0,712) значения отношения 875г/865г. В целом породы принадлежат к геохимическому топу палингенных гранитов щелочного ряда и палингенных редкометальных гранитов щелочного ряда, включая и переходные разновидности (по Л.В.Таусону,1977); они связаны с магматическими источниками в метасоматически обогащенной верхней мантии с последующим перемещением магматических очагов в сиалический коровый субстрат и возможным смешением основных и кислых магм или автономной эволюцией последних.

Гратт-аляскитовые комплексы областей эпиплатформенного орогенеза и блоков ранней консолидации эпигеосинклинальных орогенов рассмотрены на примерах Вознесенского комплекса Ханкайского срединного массива, кукульбейского и асакан-шумиловского комплексов Забайкалья, иныльчекского комплекса Южного Тянь-Шаня, некоторых комплексов Австралии и Тасмании и др. От одноименных комплексов, развитых в эпигеосинклинальных орогенах, эти комплексы отличаются более сложным строением массивов, более интенсивной альбитизацией и топазизацией пород, в неизмененном виде характеризующихся более высокой калиевостью, более высокими содержаниями редких щелочей и фтора, более высоким значением 875г/865г (до 0,720), широким развитием колумбита-танталита, а также циннвальдита и лепидолита, стрюверита, микролита-пирохлора, торита, как это ранее отмечали А.К.Руб (1980), М.Г.Руб (1988). По классификации Л.В.Таусона (1977), эти комплексы относятся к геохимическим типам плюмазитовых редкометальных лейкогранитов и литий-фтористых гранитов.

Выделенные типы магматических комплексов (магматические формации) в совокупности отражают эволюцию вольфрамоносного магматизма в эпигеосинклинальных и более жестких эпиплатформенных орогенах. По специфике геотектонических условий своего проявления они могут быть объединены в два генетически независимых, но имеющих внутреннее родство ряда трехчленного строения. Соответственно выделяются и два вертикальных ряда генетически родственных вольфраморудных формаций.

Первый ряд отражает эволюцию магматических процессов в эпигеосинклинальных орогенах. Он включает последовательно формирующиеся (1) раннеорогенные шжцонитоидные высококалиевые известково-щелочные комплексы, относимые к андезит-латитовому геохимическому типу и имеющие мантийные источники, (2) среднеорогенные гранодиорит-гранитные известково-щелочные комплексы, относимые к геохимическому типу палингенных гранитов известково-щелочного ряда и связанные с плавлением корового субстрата, (3) юзднеорогенные гранит-аляскитовые комплексы,относимые к геохимическому пшу плюмазитовых редкометальных лейкогранитов или к разновидностям,

переходным к типу литий-фтористы* редкомегальных лейкогранитов. Этому ряду отвечает смена (1). полиметаллически-вольфрамовой, (2) олово-вольфрамовой и (3) редкометально-олово-вольфрамовой рудных формаций.

Второй ряд отражает эволюцию магматических процессов в более жестких блоках ранней консолидации эпигеосинклинальных орогенов и в эпиплатформенных орогенных областях. Он включает последовательно формирующиеся (1) раннеорогенные монцонитоидные субщелочные комплексы, относимые к шошонит-латитовому геохимическому типу и имеющие мантийные источники, (2) среднеорогенные монцодиориг-гранит-лейкогранитные комплексы, относимые к геохимическому типу палингенных гранитов щелочного ряда и типу палингенных редкометальных гранитов щелочного ряда, связанные с дифференциацией гибридных (смешанных) магм и сопряженным плавлением корового субстрата, (3) позднеорогенные гранит-аляскитовые комплексы, относимые к геохимическим типам плюмазитовых редкометальных лейкогранитов и литий-фтористых грантов. Этому ряду отвечает смена (1) золото-медно-молибден-вольфрамовой, (2) молибден-вольфрамовой и (3) редкометально-олово-вольфрамовой рудных формаций.

В целом магматические комплексы областей эпиплатформенного орогенеза отличаются более высокой суммарной и особенно калиевой щелочнометальностью по сравнению с близкими по формационным и генетическим особенностям комплексами, сформированными в областях эпигеосинклинального орогенеза. Эти и другие петролого-петрохимические отличия подчеркивают более высокую степень метасоматических изменений мантии, свойственную областям эпиплатформенного орогенеза, как и более высокую степень "зрелости" континентальной коры, служащих субстратом для выплавления соответствующих магм (Антипин, 1987, 1992; Попов, 1984; Павлов, Яшухин, 1989; Соловьев, 1994, 1995 и др.).С этим, вероятно, связана и обогащенность молибденом и/или редкими металлами (Ве, Та, N5 и др.), а также летучими компонентами (С1, Р, и др.) вольфрамовых месторождений, сформированных в областях эпиплатформенного орогенеза.

Внутреннее родство магматических формаций в рамках каждого из указанных рядов отражается в петролого-петрохимических и петрогенетических связях каждой последующей магматической формации с предшествующими. Допускается, в частности, возникновение плюмазитовых редкометальных лейкогранитов из расплавов, обособившихся при дифференциации монцонитоидной магмы (Трошин,1984; "Рудные

формации..",1989;).Предполагается и палингенное плавление корового субстрата под влиянием глубинных флюидов, что также приводит к формированию комплексов сиалических гран кто идо в, несколько более молодых по отношению к

монцонитондным комплексам и несущих признаки участия глубинных флюидов в их образовании. Особенно это касается монцодиорит-гранит-лейкогранитных комплексов, представляющих тип щелочно-гранитных производных палингенеза, а также редкометальных пдюмазитовых гранитов и их литий-фтористых аналогов (Таусон,1977; Таусон и др., 1987; и др.). Общей специфике указанных эволюционных рядов отвечают и позднеорогенные гранит-аляскитовые комплексы, различия которых, возможно, имеют более существенную, чем это представляется в настоящее время, генетическую природу. Этим определяется расчленение литий-фтористых гранитоидов на два генетически (и геохимически) самостоятельных типа, подразумевая, тем самым, дополнение и дальнейшее развитие классификационной схемы Л.В.Таусона (1977).

Указанные магматические комплексы различаются по специфике процесса кристаллизационной дифференциации - ведущего петрогенетического механизма их эволюции. В частности, для рада комплексов характерен двухактный (или более сложный) процесс фракционирования породообразующих минералов с последующим их повторным полным или частичным плавлением (Соловьев, 1995 и др.). Однако в аспектах геохимии вольфрама более существенной является тенденция резкого ослабления фракционирования минералов-концентраторов этого элемента (охарактеризованных ранее В.ВЛяховичем, М.Г.Руб, Р.Н.Соболевым и др.) на позднем этапе становления комплексов. Так. в габбро-монцодиорит-гранитных комплексах преимущественное фракционирование плагиоклаза повышенной основности сменилось преимущественным фракционированием высокоглиноземистого биотита, менее способного к концентрированию вольфрама. В гранодиорит-гранитных комплексах преимущественное фракционирование акцессорных минералов и полевых шпатов также сменилось преимущественным фракционированием высокоглиноземистого биотита; вольфрамоносные акцессории занимают позднемагматическую позицию. Напротив,в габбро-монцонит(сиенит)-гранитных и монцодиорит-гранит-лейкогранитных комплексах преимущественное фракционирование фемических (в том числе магнезиального биотита) и акцессорных минералов сменилось преимущественным фракционированием кислых плагиоклазов и калий-натровых полевых шпатов. Подобная специфика процесса кристаллизационной дифференциации приводила к рассеянию вольфрама в структуре породообразующих и акцессорных минералов на ранних и промежуточных этапах становления плутонов. На позднем этапе концентрирование вольфрама кристаллизующимися минералами сократилось, что создало предпосылки для его накопления в остаточном расплаве. Этим, вероятно, обусловлена и характерная картина распределения содержаний вольфрама в сериях последовательно формирующихся пород с максимумом в породах промежуточных фаз

(Соловьев,1997, и др.).

Отмеченная специфика кристаллизационной дифференциации обнаруживает зависимость от общих условий окислительного потенциала и кислотности-щелочности расплавов. При этом для комплексов "ильменитового" (по С.Исихара,1980) топа, формирующихся в более восстановительных и кислотных условиях, характерно преимущественное фракционирование плагиоклазов. Для комплексов "магнетитового" типа, формирующихся в более окислительных и щелочных условиях, характерно расширение поля кристаллизации шелочнофильных, в первую очередь фемических минералов, приводящее к их более ранней кристаллизации. Подобная зависимость проявлена ц в рамках отдельных комплексов. Например, понижению окислительного потенциала при формировании поздних, наиболее кремнекислых пород монцодиорит-гранит-лейкогранитных комплексов (с появлением среди акцессориев ильменита и спессартинового граната) отвечает резкое усиление роли фракционирования плагиоклазов. Повышению окислительного потенциала про формировании поздних пород мониодиорит-гранитных комплексов (с появлением среди акцессориев магнетита) отвечает резкое усиление фракционирование биотита. Эти тенденции отражаются и в специфике поведения РЗЭ (включая распределение европия, соотношение легких и тяжелых РЗЭ и т.п.) (Соловьев, 1995,1997 и др.).

Указанные отличия физико-химических параметров магматического процесса, свойственные вольфрамоносным комплексам разных типов, отражают специфику магматических источников, в частности, мантийных. Так, повышенный кислородный потенциал формирования комплексов, связанных с источниками в метасоматизированной мантии эпиплатформенных орогенов, обусловлен повышенной окисленностью продуктов мантийного метасоматоза. Напротив, низкая окисленность перидотитового рсстита деплетированной мантии эпигеосинклинальных орогенов определяет соответствующие характеристики производных ее плавления (Рябчиков,Когарко, 1990; и др.). Существенную роль играют также процессы мантийно-корового взаимодействия (Летников, 1975). Соответственно, наиболее окислительные и щелочные условия формирования свойственны габбро-монцонит(сиенит)-гранитным комплексам. Наиболее восстановительные и кислотные условия отвечают габбро-монцодиорит-гранитным комплексам. Комплексы других типов формировались при промежуточных параметрах. Эти особенности выражаются в ряде петрологических признаков (Маракушев,Тарарин,1965; Иванов,1970; Бороданов,1978,1983; Попов,1984; Бескин,1993; Ферштатер и др., 1978; Хитрунов,1985; и др.) и могут быть оценены количественно (Силаев, Васин, 1989; Абрамов, Борисовский, 1996).

Магматические комплексы, продуктивные на вольфрамовое оруденение, отличаются не только рудноформационной принадлежностью последнего, но

также и своей относительной продуктивностью на определенные промышленно-генетические типы этого оруденення. Наибольшее число скарново-шеелитовых месторождений с наибольшей общей величиной ресурсов вольфрама связаны с габбро-монцодиорит-гранитными и монцодиорит-гранит-лейкогранитными комплексами. Весьма существенные объемы скарнов сопровождают и габбро-монцонит(сиенит)-гранитные комплексы. С комплексами других типов более характерна связь грейзеновых или пггокверковых, но не скарновых вольфрамовых месторождений. В связи с эпигеосинклинальными гранит-аляскитовыми комплексами последние вообще не известны. Таким образом, формирование скарново-шеелитовых месторождений наиболее свойственно тем комплексам, которые связаны с глубинными (мантийными) или смешанными источниками. Эта связь выражается в отмеченной выше петрологической и петрогеохимической специфике указанных комплексов. Ряд других петрологических данных в пользу этого вывода приводится также в работах Р.Н.Соболева (1992), Т.Квака, А.Уайта (1982), Р.Ньюберри, С.Свансона (1986).

Положение 4. Ранний этап становления продуктивных плутонов включал интенсивное магматическое замещение боковых пород с образованием пропилитоподобных метасоматнтов и магнезиальных скарнов. На позднем этапе в условиях "параллелизма" и определенной автономности собственно магматических и рудно-метасоматических процессов протекало развитие единого регрессивного ряда известковых скарнов и посдескарновых рудоносных метасоматнтов. Это соответствует различным формам активного участия трансмагматических флюидов в магматогенно-гидротермальной эволюции. Позднему этапу становления плутонов отвечает также изоляция остаточных очагов и проявление в них ликвационных процессов.

Связь указанных комплексов с глубинными источниками явилась причиной активного участия глубинных трансмагматических флюидов в магматических и метасоматических процессах. Влияние этих флюидов проявлялось в разных формах на всех этапах становления продуктивных плутонов и формирования скарново-шеелитовых месторождений. В частности, на раннем этапе с их воздействием связано образование обширных полей "гибридных" пород основного (габброидного) состава, постепенно переходящих в кварц-полевошпат-биотитовые роговики и затемв ареалы пропилитоподобных существенно биотитовых ("биотититы", по Н.Н.Размахнину), амфиболовых, эпидот - хлоритовых метасоматнтов.Возможно, более удаленную фацию этого процесса представляют титан-углеродистые метасоматиты. По специфике своего развития указанные пропилитоподобные метасоматиты, возникавшие на передовом фронте магматического замещения при внедрении расплава, близки соответствующим

образованиям, рассмотренным В.Л.Русиновым (1987,1989 и др.).

Несколько позже (на промежуточном, среднем этапе станоатсния плутонов) магматическое замещение протекало в форме фельдшпатизации (калишпатизащш, иногда нефелинизации) алюмосиликатных вмещающих пород с развитием порфиробластических выделений калишпата. Последние нередко образуют также ннъекционно-прожилковые и струйчатые выделения, с приближением к активному интрузивному контакту переходящие в апофизарные ответвления, нацело сложенные калишпатом. В этом отражается прогрессирующий рост активности калия при кристаллизационной дифференциации и других петрогенетических процессах (например, при смешении основной и кислой магм).

Процессу калишпатизации алюмосиликатных пород корреспондирует образование магнезиальных скарнов по карбонатным породам. Иногда

жилы магнезиальных скарнов (Кудрин, Соловьев,1992; Соловьев, 1993 и др.). В последних проявлена зональность, выраженная в смене от их внутренней области

шгашель+диопсид+кальцит - шпинель+кальцит. При наиболее высокой активности калия вместо шпинели развивается флогопит (Шабынин,1977). В целом магнезиальные скарны являются неотъемлемой частью всех (за очень редким исключением) скарново-шеелитовых месторождений . Особенности их состава и условий образования в зависимости от специфики продуктивных плутонов и вмещающих пород детально рассмотрены в известных публикациях В.А.Жарикова, Л.И.Шабынина, Н.Н.Перцева, И.А.Зотова, С.М.Александрова и др.

В ряде случаев временной разрыв между образованием лропилитоподобных метасоматитов и магнезиальных скарнов является столь незначительным, что можно говорить об их синхронном развитии в контрастных по составу породах. Это особенно характерно для удаленных от активных контактов толщ чередования алюмосиликатных (терригенных и др.) и карбонатных пород. Например, синхронное развитие магнезиальных скарнов, биотититов и других пропилитоподобных метасоматитов в связи с воздействием глубинных флюидов на карбонатно-терригенные толщи предполагается петрологической моделью образования известного вольфрам-золотого месторождения Мурунтау (Маракушев, Хохлов, 1992). Такое же синхронное формирование магнезиальных скарнов (по доломитам) и пропилитоподобных метасоматитов (по алюмосиликатным породам), протекавшее путем магматического замещения в удаленных экзоконтактовых зонах плутонов, отмечено и на некоторых других вольфрамовых месторождениях (Скрытое, Восток-2 и др.) (Соловьев, 1995 и др.). Подобная специфика образования пропилитоподобных метасоматитов и магнезиальных скарнов,

к периферии парагенезисов: форстерит+диопсид+плагиоклаз

диопсид+плагиоклаз(+калишпат) форстерит+шпинель+диопсид

протекавшего последовательно вблизи активного плутона и синхронно - на удалении от него, возможно, отражает фактор времени в метасоматическом процессе. При этом образование магнезиальных скарнов протекало по комбинированному диффузионно-инфильтрационному механизму,

соответствующие (диффузионная и инфильтрационная) составляющие которого варьировали в зависимости от условий глубинности и внутреннего строения толщи контрастных по составу пород (Жариков, 1968). Последним обусловлено развитие сравнительно маломощных пологих скарновых тел в пологозалегающих осадочных толщах и, напротив, образование мощных и протяженных субвертикальных скарновых тел в крутонаклонных пачках.

Наиболее своеобразна форма, в которой проявлено участие трансмагматических флюидов на позднем этапе формирования продуктивных плутонов. С этим этапом по времени совпадает образование известковых скарнов и послескарновых рудоносных метасоматитов. Они формировались в тесной взаимосвязи с продолжавшимися магматическими процессами, нередко при временном чередовании или синхронном ("параллельном") проявлении актов (фаз) внедрения расплава и метасомапгческих стадий ( Куликов.1983; Ростовский и др.,1987; Кудрин и др., 1991; Кудрин, Соловьев,1992; Соловьев,1987,1993,1994,1995; Бузкова и др.,1989; Ляхович и др.,¡992; и др.). Такие соотношения отражают определенную автономность флюидной и собственно магматической эволюции. Неповторение всех стадий кислотно-щелочной эволюции (и соответствующего набора метасоматитов, включая скарны) в связи с внедрением каждой очередной порции (фазы) расплава и образование единого регрессивного ряда метасоматитов подчеркивает связь флюидов с единым, более глубинным, чем кристаллизующийся плугон, источником. Как известно, это является признаком принадлежности флюидов к типу трансмагматических. Последние эволюционировали в зависимости от изменения характеристик глубинного источника и в связи с кислотно-щелочной эволюцией по мере своего приближения к поверхности, в условиях равновесия с расплавом корреспондировавшей собственно магматической эволюции (Зотов, 1989).

Вместе с этим, поздний этап становления плутонов протекал в условиях общего затухания магматической деятельности и относительного ослабления притока трансмагматических флюидов. Это способствовало изоляции очагов остаточных расплавов в кристаллизующемся плутоне с проявлением в них ликвационных и иных рудогенерируюших процессов (Бескин и др., 1979; Коваленко и др., 1986 ; Таусон и др., 1987; Маракушев,!983,1988,1994 и др.; Покалов, 1992; и др.). Подобные процессы свойственны широкому кругу плутоногенных месторождений, в том числе скарново-шеелитовым (Венцловайте,1990; Соловьев, 1993; и др.). Для последних существенно

подчеркнуть, что реализация указанных процессов лишь на позднем магматическом этапе объясняет причины известного временного разрыва между образованием скарнов и оруденением.

Однако ликвационные процессы при формировании вояьфраморудных магматических комплексов имели определенную специфику, в частности, связанную с возможностью накопления вольфрама во флюидах разного состава -существенно хлоридных, фторидных, водных и др. Соответственно возможно его экстрагирование из силикатного расплава на разных стадиях позднего магматического этапа. Это, в свою очередь, стимулирует образование многостадийных крупных месторождений вольфрама в связи с магматическими комплексами, в равной степени обогащенными хлором, фтором и водой, в меньшей мере - в связи с комплексами, обогащенными лишь отдельными из этих летучих компонентов. Поэтому, с учетом специфики флюидного режима гранитоидов различных типов (Трошин и др., 1984; Рейф,1983; и др.), представляются более понятными причины образования наиболее крупных скзрново-шеелитовьи месторождений в связи с габбро-монцодиорит-гранитными и монцодиорит-грашгт-лейкогранитными комплексами.

Различаются также температурная позиция вольфрамового оруденения и состав сопутствующей ему рудной минерализации, поведение которых в магматическом процессе зависит от специфики флюидного режима (Коваленко и др.,1986; Рябчиков,1986; и др.). Вольфрамовое оруденение, связанное с обогащенными хлором магмами, является наиболее высокотемпературным и сопровождается оруденением халькофильных элементов (Си, Мо, РЬ, Хп, Ре, Аи и др.). Вольфрамовое оруденение в связи с магмами, обогащенными фтором, напротив, относительно низкотемпературное и сопровождается оруденением литофилъных элементов (ТЯ, Ве, 2п, Та, Бп и др.).

III. МЕТАСОМАТИТЫ И ОРУДЕНЕНИЕ СКАРНОВО-ШЕЕЛИТОВЫХ

МЕСТОРОЖДЕНИЙ.

В соответствии с современными представлениями, в зависимости от состава замещаемых карбонатных пород, геологической позиции и механизма образования, на фанерозойских скарново-шеелитовых месторождениях выделяются магнезиальные и известковые скарны; среди последних, в свою очередь, различаются обменно-диффузионные, диффузионно-биметасоматические, диффузионно-инфильтрационные и инфильтрационные разновидности. Среди послескарновых рудоносных метасоматитов, относимых к этапу кислотного выщелачивания, выделяются: кварц-полевошпатовые метасоматиты, грейзены, пропилиты (кварц-полевошпат-амфибол(хлорит)-эпидотовые метасоматиты), кварц-серицитовые метасоматиты, гумбеиты (кварц-калишпат-анкеритовые

метасоматиты), эйситы, березиты и аргиллизиты.

Положение 5. Петрологические особенности скарнов и послескариовых рудоносных метасомапгтов. степень их относительного развития, типоморфизм минералов, элементный и минеральный состав и зональность орудеиения

Однако в рамках каждой Формации метасоматиты разных стадий имеют черты генетического родства и унаследованностн (эволюционной преемственности) петрологических признаков. отражающих окислительно-восстаиовительные, кислотно-щелочные и иные условия постмагматического процесса. Эти признаки соответствуют петрологической специфике продуктивных магматических комплексов. подчеркивая в целом сопряженней характер образования магматических пород, метасоматитов и опуленения в связи с общим магматическим источником. Специфике Физико-химических условий образования скарново-шеелитовых месторождений разных рудных формаций отвечают разница Факторов, обуславливающих рудоотложение. и различная интенсивность щеелитового оруденения.

Метасоматиты и оруденение скарново-шеелитовых месторождений полиметаллически-вольфрамовой рудной формации рассмотрены на примерах месторождений Восток-2 и Лермонтовское (Центр. Сихотэ-Алинь), Меликсу, Кабугы, Джилау, Ингичке и др. (Южный Тянь-Шань), Агылки (Якутия), Мактанг, Кантанг, Линид (Канадские Кордильеры), Сало и Костабонн (Пиренеи) и др. Для них характерны: существенно пироксеновый состав известковых скарнов (соотношение пироксен/гранат варьирует от 10:1 до 2:1), высокая железистость пироксенов и низкая гранатов скарнов; угнетенное развитие апоскарновых кварц-полевошпатовых метасоматитов с преобладанием в них кварц-пироксеновых парагенезисов; высокая железистость апоскарновых пироксенов (геденбергит), высокие содержания альмандиновой и спессартиновой составляющих (до 40 мол.% каждой) в апоскарновых гранатах; интенсивное развитие послескариовых пропилитов, их высокая продуктивность на шеелит; низкие содержания молибдена в шеелите, его постоянная ассоциация с пирротином, отсутствие гематита и магнетита в скарнах и послескариовых метасоматитах; высокие концентрации сульфидов (пирротина, арсенопирита, халькопирита, сфалерита и др.), развитие, наряду с шеелитом, также вольфрамита и станнина в поздних парагенезисах, и др. Ресурсы \\'Оз Она месторождениях достигают многих сотен тысяч тонн, а максимальные средние содержания \\'Оз - 2,0-2,5%.

Метасоматиты и оруденение скарново-шеелитовых месторождений олово-вольфрамовой рудной формации рассмотрены на примерах месторождений Чибагалахское, Каньонское и др. (Якутия), Майхура, Каратюбе, Каняз и др.

(Южный Тянь-Шань), Эль-Хаммам (Марокко) и др. Для них характерны: количественное преобладание пироксена над гранатом в известковых скарнах, несколько повышенная железисгость пироксена и пониженная - граната известковых скарнов, широкое распространение магнетитовых скарнов; распространение апоскарновых кварц-полевошпатовых метасоматитов с развитием как кварц-пироксеновых, так и кварц-гранатовых парагенезисов и ассоциаций с магнетитом, существенно андрадитовый состав апоскарновых гранатов; развитие в скарнах и апоскарновых метасоматигах нескольких последовательных генераций бор- и оловосодержащих (гранат, сфен, магнетит и др.) и собственно оловянных (касситерит, станнин и др.) минералов; широкое развитие послескарновых пропилитов; низкие содержания молибдена в шеелите, его ассоциация с касситеритом, магнетитом и затем - с касситеритом, пирротином, сфалеритом, станнином и другими сульфидами; преобладание сфалерита и пирротина среди сульфидов; постепенная смена борсодержащих минералов фторсодержашими (флюоритом и др.) к поздним парагенезисам, и др. Ресурсы \*/Оз Она месторождениях не превосходят 10-15 тыс.тонн, а максимальные средние содержания \УОз - 0,3-0,4%.

Метасоматиты и оруденение скарново-шеелитовых месторождений золото-медно-молибден-вольфрамовой рудной фармации рассмотрены на примерах месторождений Кенсу, Кашкасу-Нарынское, Чорух-Дайрон и др. (Срединный Тянь-Шань), Туимского, Глафиринского, Киялых-Узень и др. (Кузнецкий Алатау), Быстринского (Вост.Забайкалье) и др. Для них характерны: существенно гранатовый состав известковых скарнов, высокая железисгость гранатов и низкая -пироксенов скарнов, широкое распространение магнетитовых скарнов; широкое развитие апоскарновых кварц-полевошпатовых метасоматитов с преобладанием в них кварц-гранатовых (часто кварц-калишпат-гранатовых) парагенезисов, существенно андрадитовый состав апоскарновых фанатов, часто ассоциирующих с гематитом и повсеместно - с магнетитом, сравнительно небольшое (в сумме до 15 мол.%) обогащение поздних апоскарновых фанатов альмандиновой и/или спессартиновой составляющими; слабое развитие пропилитов; повышенные содержания молибдена в шеелите (молибдошеелите), его ассоциация с гематитом, магнетитом, и затем - с пирротином, пиритом и другими сульфидами; постоянная ассоциация шеелита (молибдошеелита) с молибденитом, халькопиритом, в поздних метасоматигах - с висмутовой, кобальт-никелевой и золотой минерализацией, и др. Ресурсы \У03 Она месторождениях достигают нескольких десятков тысяч тонн, а максимальные средние содержания \VO3- 0,4-0,7%.

Метасоматиты и оруденение скарново-шеелитовых месторождений молибден-вольфрамовой рудной формации рассмотрены на примерах месторождений Тырныауз (Сев.Кавказ), Лянгар, Койташ (Южный Тянь-Шань), Катпар (Центр.Казахстан),

Баян (Сев.Казахстан), Плитнинское, Урзарсайское и др. (Горный Алтай), Пайн-Крик, Строберри, Милл-Сити и др. (Северо-Американские Кордильеры), Сангдонг (Корея), Кинг-Айленд (Тасмания) и др. Для них характерны: широкое развитие как существенно гранатовых, так и пироксеновых, а также везувиановых, волластонитовых и магнетитовых скарнов, умеренная (промежуточная) железистость гранатов и пироксенов известковых скарнов; широкое развитие апоскарновых кварц-полевошпатовых метасомаитов при близких количественных соотношениях кварц-гранатовых и кварц-пироксеновых парагенезисов, повышенная железистость апоскарновых гранатов и пироксенов, обычно ассоциирующих с магнетитом и пирротином, существенное обогащение поздних апоскарновых гранатов альмандиновой и/или спессартиновой составляющими, а пироксенов - марганцем; широкое развитие пропилитов; высокие содержания молибдена в шеелите (молибдошеелите), его ассоциация с магнетитом, пирротином, иногда - с пиритом и другими сульфидами, а также с молибденитом, халькопиритом, в поздних метасоматитах - с интенсивной висмутовой минерализацией; широкое развитие флюорита, везувиана, апофиллнта в послескарновых метасоматитах, нередкое распространение оловянной и бериллиевой минерализации и др. Ресурсы \\Юз Она месторождениях достигают многих сотен тысяч тонн, а максимальные средние содержания \VO3- 1,5-1,8Ро.

Метасоматиты и оруденение скарново-шеелитовых месторождений редкометально-олово-вольфрамовой рудной формации рассмотрены на примерах месторождений Вознесенского рудного района (Ханкайский массив), Богдатское и Аркиинское (Вост. Забайкалье), Кашхасу-Тюлекское (Срединный Тянь-Шань), Айрон Маунтин(США), Лост Ривер(Аляска), Маунт-Линдсей, Мойна и др. (Тасмания) и др. Для них характерны: близкие количественные соотношения пироксена и граната в известковых скарнах, несколько повышенная железистость граната известковых скарнов; постепенные взаимопереходы апоскарновых кварц-полевошпатовых метасоматитов и грейзенов, участие в них как пироксена высокой железистости, так и граната умеренной до высокой железистости, магнетита и гематита; развитие в скарнах и апоскарновых метасоматитах нескольких последовательных генераций бор-, фтор- и оловосодержащих минералов; присутствие бериллиевой минерализации; широкое развитие пропилитов, также имеющих постепенные взаимопереходы с грейзенами; высокие и очень высокие содержания молибдена в молибдошеелите (особенно ранних генераций) и их резкое убывание к более поздним парагенезисам; ассоциация молибдошеелита с магнетитом, касситеритом, андраднтовыми гранатами, иногда - гематитом на ранних стадиях, сменяемая затем ассоциацией безмолибденового шеелита с сульфидами на поздних, низкотемпературных стадиях, преобладание сфалерита, арсенопирита, пирротина, халькопирита, станнина среди сульфидов, и др. Ресурсы

Л\Юз Она месторождениях не превосходят 10-15 тысяч тонн, а максимальные средние содержания \VO3- 0,4-0,7%.

Скарново-шеелитоБым месторождениям разных рудных формаций свойственны различия минеральной и рудно-геохимической зональности штокверков послескарновых метасоматитов. Для этих метасоматитов характерно пульсационное (стадийное) наращивание совокупного штокверкового ареала с частичным наложением последних метасоматитов на ранние и постепенным усилением роли более низкотемпературных рудных парагенезисов. Для полиметаллически-вольфрамовых месторождений характерна смена от глубоких к верхним горизонтам и к флангам ассоциации пирротин+арсенопирит+шеелит последовательно ассоциацией шеелит+пирротин+хальколирит (+сульфиды и сульфосоли висмута, вольфрамит, кубанит, валлериит), ассоциацией шеелит+пирротин+сфалерит (+второстепенные халькопирит, станнин, свинцово-сурьмяные сульфосоли) и затем ассоциацией шеслит+пирротин+галенит (+теллуриды висмута и серебра, самородное золото пробностью 750-850 и др.). Иногда развит наиболее удаленный от фокуса зональности парагенезис шеелита и пирротина с антимонитом и киноварью. Рудная зональность олово-вольфрамовья месторождений выражена в тяготении ассоциаций с арсенопиритом к глубоким горизонтам, ассоциации шеелита, халькопирита и касситерита - к средним уровням, сульфидных ассоциаций (с наиболее характерными сфалеритом и станнином) - к верхним горизонтам и флангам. Магнетит и борная минерализация, максимум которых связан со скарнами и ранними апоскарновыми метасоматитами, к верхним горизонтам постепенно вытесняются пирротином и флюоритом, наиболее развитыми в поздних метасоматитах. Рудная зональность золото-медно-молибден-вольфрамовых месторождений выражена сменой гематит-шеелитовых парагенезисов магнетит-молибденит-халькопирит-шеелитовыми (с борнитом, сульфидами и сульфосолями висмута, мышьяковистыми блеклыми рудами, минералами никеля и кобальта), пирротин - сфалерит-халькопирит-шеелитовыми (с золото-серебряной минерализацией), золото-галенит-теллуридно-висмутовыми (с шеелитом, пирротином, пиритом, тетраэдритом и голдфилдитом и др.). Одновременно возрастает пробность самородного золота (до 900-990), а шеелит обедняется молибденом. Близкий характер рудной зональности имеют молибден-вольфрамовые месторождения, однако на них отсутствует гематит, шире развиты пирротин и различная висмутовая минерализация, часто присутствуют минералы олова, бериллия, а также флюорит, максимум которого связан с поздними, низкотемпературными метасоматитами. На этих месторождениях выше относительная доля молибденита, а золотое оруденение обычно слабое (при меньшей пробности самородного золота). Наконец, для редкометально-олово-вольфрамовых месторождений характерна смена ниобий-танталовой

минерализации (во внутриинтрузивных штокверках) молнбдошеелитом и магнетитом в зоне ближайшего экзоконтакта и затем - последовательно максимумами развития касситерита, бериллиевых и фторсодержащих минералов, с сопутствующими шеел]гтом и сульфидами (пирротин, халькопирит,сфалерит, станнин и др.). Состав бериллиевой минерализации также эволюционирует от гельвина и бериллийсодержащего везувиана через хризоберилл и эвклаз (с которыми обычно связаны касситерит и вольфрамит и/или шеелит) до фенакита и бертрандита (с обильным флюоритом).

Данные о составе минеральных и рудных парагенезнсов позволяют количественно оценить и систематизировать условия окислительного потенциала (фугитивность кислорода), кислотности-щелочности и фугитивности сульфидной серы, свойственные скарновым месторождениям разных вольфраморудных формаций. С этой целью по методике, изложенной в работах А.А.Маракушева (1963), X. Барнса. Г.Куллерудз (1966), Х.Барнса, Г.Чаманского (1970), Г.Р.Колонина, А.Б.Птннына (1974), Н.И.Еремина (1983), рассчитана и построена серия пзотрм]тческих диаграмм в координатах 1о§ГО1-рН-^Г5>2 Одля кварц-полевошпатовой (500°С), пропилитовой (350°С) и березитовой (кварц-ссрицитовой) (250°С) стадий. На них, кроме обычных для диаграмм данного типа равновесий в водной системе Ре-О-Б, показаны поля устойчивости ведущих рудных и жильных минералов метасоматитов - шеелита, молибдошеелита, молибденита, вольфрамота, различных сульфидов, гранат-пироксеновое равновесие (при разных ГСС^), равновесия биотит-, амфибол-, хлорит- и эпидотсодержащих парагенезнсов пропилитов и др.

Анализ этих диаграмм показывает, что для всей совокупности метасоматитов, развитых на полиметаллически-вольфрамовых месторождениях, характерны наиболее восстановительные и наиболее кислотные условия формирования при наименьшей фугитивности сульфидной серы. Напротив, для метасоматитов золото-медно-молибден-вольфрамовых месторождений

свойственны наиболее окислительные и наиболее щелочные условия при наибольшей фугитивности серы. Промежуточные параметры характерны для месторождений других формаций, причем молибден-Еольфрамовые и редкометально-олово-вольфрамовые месторождения формировались при близких друг другу умеренных значениях фугитивности кислорода, но первые в более кислотной, а вторые - в более щелочной среде. Для олово-вольфрамовых и редкометально-олово-вольфрамовых месторождений при близкой кислотности более заметны различия окислительного потенциала, несколько повышенные в последних.

Унаследованное проявление указанной специфики в ряду последовательных стадий минералообразований подчеркивает генетическую сопряженность всей

совокупности метасоматитов, развитых на месторождениях каждой рудной формации. Очевидно, это отражает связь метасомзитов с единым, общим для них источником и протекание рудно-метасоматических процессов в рамках эволюции единых магматогенно-гидротермальных систем.

Указанной общей, "фоновой" специфике условий минералообразования корреспондирует их изменчивость в течение постмагматического процесса в целом и в рамках отдельных стадий. В частности, величина logf02 постепенно убывает (и сближается для разных формаций) к более поздним стадиям. Она составляет для полиметаллически-вольфрамовых месторождений -31 - -29 в кварц-полевошпатовых метасоматитах, -43 - -41 в пр.опилитах, -47 - -43 в кварц-серицитовых метасоматитах, а для золото-медно-молибден-вольфрамовых месторождений - соответственно -21- -16, -35- - 26, -41 - -33 при промежуточных значениях для других месторождений. Минералогически это выражено сменой гематит и/или магнетитсодержащих парагснезисов ассоциациями с пиритом и/или пирротином (в зависимости от фугитивности серы и кислотности), разумеется, при разной интенсивности т развития или отсутствии наиболее "окисленных" парагенезисов в соответствии с общей спецификой месторождений. Условия кислотности-щелочности варьируют в более узком диапазоне (при общем бдизнейтральном, слабощелочном-слабокислом уровне), однако общий рост кислотности приводит к понижению содержаний молибдена в шеелите к поздним стадиям (Кононов, 1972). На полиметаллически-вольфрамовых и редкометально-олово-вольфрамовых месторождениях в парагенезисах кварц-серииитовых метасоматитов возникает вольфрамит. Напротив, прогрессирующий рост щелочности в течение березитовой (кварц-серицитовой) стадии приводит к интенсивному выделению сульфидов, причем характерна смена дисульфидов (пирит, молибденит и др.) моносульфидными соединениями, сульфосолями и арсенидами (пирротин, арсенопирит и др.) с дальнейшим развитием теллуридов и теллурсодержащих сульфосолей и сменой мышьяковистых блеклых руд сурьмянистыми. Следует отметить также обычную температурную зависимость смены безводных минералов водосодержащими и вытеснение калишпата плагиоклазом (с ростом содержаний альбита в последнем) при снижении активности калия и повышении -натрия (Граменицкий, Зиновьева, 1984).

Важным индикатором специфики условий минералообразования является закономерная изменчивость состава и свойств гранатов (Жариков, 1963; Власова и др.,1984; Бороданов,1988 ; Newberry, 1983; и др.). Устанавливаются как тенденции этой изменчивости, общие для всех скарново-шеелитовых месторождений, так и определенные диапазоны колебаний состава, различные для месторождений разных формаций. В частности, образование гранатов с повышенным содержанием спессартинового и/или альмандинового компонентов свойственно

именно рудоносным интервалам кварц-полевошпатовой стадии. Это указывает на близость условий образования шеелита в этих метасоматитах независимо от рудноформационной принадлежности месторождений и подчеркивает роль "субкальциевых" гранатов как индикаторов повышенной активности двухвалентных марганца и железа, отражающей снижение окислительного потенциала флюидов и появление бессероводородной восстановительной среды. Последняя наиболее благоприятна для образования шеелита (Брызгалин, 1976; Hsu, 1977). Однако уровень содержаний указанных компонентов в гранатах различен на месторождениях разных формаций в связи с общей разницей обстановки кислотности-щелочности и окислительного потенциала и коррелируется с масштабами и интенсивностью шеелитопого оруденения, которые также различаются для этих месторождений (Newberry, 19S3; Кудрина и др.,1992). Вместе с тем, рост содержаний этих компонентов в гранате сопровождается убыванием его валового количества в метасоматитах, более устойчивым в которых становится геяенбергитовьгй (с растущей примесью иогансенита) пироксен.

Другим важным индикатором рудноформационной специфики физико-химических условий и их эволюции во времени является уровень содержаний и характер распределения РЗЭ в шеелитах. Признаком молибдошеелита из кварц-полевошпатовых метасоматитов месторождений, формировавшихся в более окислительных условиях, является резкое обогащение легкими лантаноидами при некотором дефиците европия. В шеелите поздних, низкотемпературных метасоматитов этих месторождений при сохранении избытка легких РЗЭ происходит накопление европия, что отражает общее понижение окислительного потенциала. Дальнейшее развитие этого процеса, очевидно, приведет к еще более резкому обогащению шеелита европием, столь характерному для золоторудных месторождений (Успенский,1989). Напротив, признаком шеелита из различных метасоматитов на месторождениях, формировавшихся в более восстановительных условиях, является симметричное распределение РЗЭ и резкий избыток европия, проявляющийся уже начиная с наиболее ранних генераций этого минерала (Соловьев, 1997).

Рассматриваемые месторождения различаются по специфике минералообразующих флюидов. Для золото-медно-молибден-вольфрамовых и молибден-вольфрамовых месторождений свойственен их существенно калиево-натриево-хлоридный состав, однако для первых особенно высока роль кхзия, а для вторых - кальция и часто фгора. Для этих месторождений характерна наиболее высокая общая соленость флюидов и самые высокие (600-450СС) температуры массового отложения шеелита (молибдошеелита), отвечающие кварц-полевошпатовой стадии (Рехарский и др.,1977; Куликов, 1983 и др.; Мидовский и др., I97S; Элинсон,Алидодов,1973: Kwak, Tan,1981; Kwak.1978; Соловьев,

1990,1991; и др.). В отличие от них, флюиды, формировавшие полиметаллически-вольфрамовые месторождения, имели наименьшую общую соленость с преобладанием среди растворенных солей хлоридов натрия,магния и кальция. Им свойственны и наименьшие температуры массового отложения шеелита (400-150°С), отвечающие пропилитовой и кварц-сершдитовой стадиям (Говоров и др., 1982; Fonteilles et al., 1989; Santarelli, 1988; Guy et al,1988; Matchieson, Clark,1984; и др.). Для олово-вольфрамовых и редкометально-олово-вольфрамовых месторождений характерен существенно фторидно - натриевый состав флюидов и промежуточная их общая соленость (Рахманов, 1982,1984; Kwak, Askins,198141,0 420; Brown et al,1984; и др.). Пространственно-временная эволюция флюидов в. рамках отдельных месторождений в целом выражена в снижении температур, даплений и общей солености ( с ростом доли соединений фтора, сульфат- и карбонат ионов в ущерб хлоридам натрия и, особенно, калия) с удалением от источника и на более поздних стадиях. Однако каждая стадия минералообразования начиналась, как правило, при более интенсивных параметрах ("с перекрытием"), чем таковые в конце предыдущей стадии.

Общее флюидное давление минералообразования на скарново-шеелитовых месторождениях часто превышает величину литостатического давления, свойственного гипабиссальной фации глубинности, и составляет обычно 0,5-1,5кбар (иногда до 2,5 кбар). При формировании некоторых месторождений отмечались резкие перепааы давления, обусловленные, вероятно,тектоническим фактором и приводившие к кипению минералообразующих флюидов. Этот процесс наиболее обычен для высокотемпературных золото-медно-молибден-вольфрамовых и молибден-вольфрамовых месторождений. Широкое распространение волластонита в скарнах, сменяемого в удаленных зонах менее интенсивно развитыми парагенезисами с периклазом и бруситом, позволяет оценить ХСО2 при образовании скарнов как умеренно-повышенную (в пределах 0,05-0,2) с последующим убыванием этого параметра на послескарновом этапе (Перцев, 1977) и новым ростом при березитизации, возможно, в результате смешения ювенильных флюидов с углекислыми метеорными растворами (Русинов, 1987). Последнее, как характерный процесс на поздних стадиях, подчеркивается также и геохимическими данными (Борщевский и др.,1979; Kim et al.,1985; Fonteilles et al.,1989; и др.).

Рассмотренная специфика физико-химических условий формирования скарново-шеелитовых месторождений позволяет понять характерные особенности процесса отложения шеелита. Среди них наиболее существенны: (1) исключительная "растянутость" этого процесса во времени (и, соответственно, широкий интервал физико-химических параметров рудоотложения), (2) приуроченность основной массы шеелитового оруденения, возникавшего на этапе

кислотного выщелачивания, именно к телам ранее образованных скарнов, (3) разница ведущих механизмов отложения шеелита в разные периоды (стадии) образования месторождений и, соответственно, разница механизмов его массового отложения на месторождениях разных рудных формаций. К решению этой проблемы могут быть применены данные о специфике отложения шеелита при разных температурах, полученные Р.П.Рафальским (1984,1989). В частности, на скарновых золото-медно-молибден-вольфрамовых и молибден-вольфрамовых месторождениях, где массовое отложение шеелита протекало при наиболее высоких температурах (в кварц-полевошпатовую стадию - при 600-450°С), его приуроченность к телам скарнов, по-видимому, объясняется сужением области независимости растворимости шеелита от рН кислых флюидов, характерным для высоких температур. Именно в этих условиях, когда лишь незначительное изменение рН флюидов ведет к резкому уменьшению растворимости шеелита, реализуется ведущий механизм апоскарнового рудоотложения, отражающий реакционное воздействие скарнов на параметры рудоносных флюидов. Очевидно, в этом состоит суть явления ощелачивания кислых флюидов (флюидов этапа кислотного выщелачивания), приводившего к массовому отложению шеелита на скарново-шеелитовых месторождениях, в понимании Д.С.Коржинского (1955), В.А.Жарикова (1968) и др. Не менее действенным фактором ощелачивания рудоносных флюидов и массового рудоотложения, вероягно, являлось их кипение, приводившее к обособлению и удалению летучих кислотных компонентов и весьма обычное в период массового отложения шеелита на указанных высокотемпературных месторождениях (Куликов,1983; Соловьев.1987,1990,1991).

На скарновых полиметаллически-вольфрамовых месторождениях, где массовое отложение шеелита протекало при более низких температурах (в пропилитовую стадию - при 400-300°С), его приуроченность к телам скарнов, вероятно, обусловлена фактором усиления диссоциации кальциисодержаших комплексов, наблюдаемой при понижении температуры в интервале 450-300°С и возрастающей при замещении обогащенных кальцием пород (скарнов и особенно скарнов, содержащих реликты мраморов). Фактор ощелачивания флюидов при этом температурах интервале имеет подчиненное значение. Показательно в связи с этим обычное отсутствие явлений кипения флюидов Fia большинстве указанных месторождений. Специфика скарнов на этих месторождениях - их существенно пироксеновый состав - могла оказывать дополнительное благоприятное воздействие путем снижения окислительного потенциала рудоносных флюидов.

В поздних, низкотемпературных метасоматитах (березитах и др.), несущих заметную долю шеелитового оруденения на скарново-шеелитовых месторождениях всех рудных формаций, отложение шеелита протекало при температурах 300-100°С. По данным Р.П.Рафальского (1984,1989), в этих условиях отложение

шеелита эффективно контролировалось как фактором диссоциации кальцийсодержащюе комплексов, так и изменением кислотности-щелочности флюидов. Последнему способствовало их кипение, стимулируемое высокими концентрациями углекислоты. Параметры флюидов могли изменяться и вследствие смешения магматогенных растворов с метеорными водами.

Рассмотренные физико-химические факторы и механизмы концентрированного отложения шеелита могли проявляться с различной полнотой и длительностью в зависимости от общей специфики кислотно-щелочных, окислительно-восстановительных и иных условий, различающихся для скарново-шеелитовых месторождений разных рудных формаций. В частности, заметно понижена возможность реализации механизма ощелачивания флюидов в наиболее кислотных условиях формирования полиметаллически-вольфрамовых месторождений. Напротив, этот механизм выступает в качестве ведущего на золото-медно-молибден-вольфрамовых месторождениях, отвечающих наиболее шелочным условиям. На молибден-вольфрамовых месторождениях, ввиду их формирования в условиях умеренной кислотности, реализуется весь набор механизмов отложения шеелита. Все это подтверждается температурной позицией шеелитового оруденения на месторождениях соответствующих рудных формаций. Кроме того, учитывая наиболее высокий уровень содержаний шеелита в рудах полиметаллически-вольфрамовых месторождений, следует особо подчеркнуть важность фактора наличия диссоциированных ионов кальция во флюидах, что особенно эффективно в обстановке низкой окисленности и сернистости последних. Таким образом, помимо приуроченности наиболее продуктивных на шеелит фаций послескарновых метасоматитов к телам скарнов, совокупность указанных условий обусловливает различия интенсивности и продолжительности шеелитового оруденения. Это связано с тем, что реальные условия, отвечающие процессу формирования конкретных месторождений,в разной степени отличались от оптимальных для отложения шеелита. Степень таких отличий или, наоборот, близости условий к оптимальным, выступает тем самым в качестве рудноформационного признака, в значительной мере определяя разницу качества руд и величины ресурсов месторождений.

IV. ГЕОЛОГО-ГЕНЕТИЧЕСКИЕ МОДЕЛИ ФАНЕРОЗОЙСКИХ

СКАРНОВО-ШЕЕЛИТОВЫХ МЕСТОРОЖДЕНИЙ

Различные аспекты и составляющие геолого-генетической модели скарново-шеелитовых месторождений в той или иной степени обсуждались выше; существенная информация, касающаяся факторов реализации рудообразующего потенциала продуктивных магматических комплексов, включая условия концентрирования рудных компонентов в магматогенных флюидах, их отделения

от расплава и переноса к участкам рудоотложения, основных вопросов образования скарнов и послескарновых рудоносных метасоматитов и др., содержится также в многочисленных работах других исследователей.

При этом среди составляющих геолого-генетической модели скарново-шеелитовых месторождений выделяются как общие элементы, присущие всей соответствующей вольфраморудной формации, так и специфические признаки, свойственные месторождениям скарнового промышленно-генетического типа.

Положение 6. Специфика скарново-теелитовьгх месторождений определяется их принадлежностью к разным вольфраморудным формациям и их соответствием определенному (скарновому! поомышленно-генетическому типу месторождений вольфрама. Этим обусловлены различия масштабов и качества оруленения. которые зависят как от интенсивности развития скарнов на предрудном этапе, так и от полноты и интенсивности оруленения последних, определяемых физико-химическими и структурными условиями образования послескарновых рудоносных метасоматитов. Наиболее крупные скарново-меелитовме месторождения отвечают полиметаллически-вольфрамовой и молибден-вольфрамовой рудным Формациям.

Раачичия вольфраморудных формаций определяются их связью с разными магматическими комплексами, отвечающими определенным этапам и стадиям орогенного развития: эволюционные ряды магматических и связанных с ними вольфраморудных формаций отражают общие тенденции конструктивного и деструктивного типов развития земной коры, свойственных, соответственно, этапам эпигеосинклиналыюго и эпиплатформенного орогенеза. Формирование продуктивных комплексов в условиях протекания сложных процессов мантийно-корового взаимодействия обусловливает гетерогенность их магматических источников, таким образом, источников рудного вещества рассматриваемых месторождений. Существенна также разница флюидного режима магматических комплексов разных типов и специфика условий кислотности-щелочности и окислительного потенциала их формирования.

Различия формационной принадлежности (геохимического типа) продуктивных комплексов, наряду со спецификой процессов эволюции и дифференциации магмы, обусловили обогащение остаточных расплавов солевыми и летучими компонентами различного состава, способными обособляться от силикатной магмы на разных периодах магматической эволюции. Соответственно различаются состав и температурная позиция постмагматического оруленения. При этом петрологические признаки ликвационных процессов п продуктивных комплексах, как и высокая соленость высокотемпературных флюидов на постмагматических этапах образования и преобразования скарнов, подчеркивают непосредственные связи постмагматического метасоматоза и оруленения с

магматическим процессом (Наумов, Иванова,1980).

Специфика соотношений магматических и постмагматических процессов согласуется с проявлением трех главных этапов формирования скарново-шеелитовых месторождений. На 1-ом этапе в условиях свободного истечения трансмагматических флюидов из магмы происходило интенсивное магматическое замещение боковых пород с формированием магнезиальных скарнов (по доломитам) и генетически сопряженных с ними метасоматитов (калишпатовых, пропилитоподобных, возможно ильменит-углеродистых) по алюмосиликатным породам. Свободное перемещение трансмагматических флюидов ограничивало возможность проявления рудогенерирующих процессов (Маракушев, 1994 и др.), чему, очевидно, способствовала и отмеченная ранее специфика фракционной кристхтлизационной дифференциации на раннем этапе становления продуктивных комплексов.

2-ой этап формирования скарново-шеелитовых месторождений отвечает началу кристаллизации внешней ("закалочной") зоны ("корки") плутона, что привело к затруднению и последующему прекращению свободного истечения флюидов из магматического расплава. На этом этапе происходило замещение магнезихчьных скарнов известковыми и образование собственно известковых диффузионно-биметасоматических, диффузионно-инфильтрационных и затем инфильтрационных скарнов. Последние были связаны с трещинными структурами, вероятно, вскрывавшими очаги остаточных низкотемпературных расплавов в начальные стадии их формирования.

Наконец, на 3-м этапе, включавшем несколько последовательных послескарновых стадий, формировались метасоматиты этапа кислотного выщелачивания и оруденение скарново-шеелитовых месторождений. Этот этап протекал на фоне последовательной изоляции внутри в значительной мере раскристаллизованного плутона серии остаточных магматических очагов, в которых наиболее интенсивно проявились процессы внутрикамерной флюидно-магматической дифференциации и ликвации с обособлением флюидных расплавов, концентрирующих рудные компоненты. Таким образом,ощутимый временной разрыв между скарно- и рудообразованием отражает необходимость существенной концентрации рудного вещества в магматогенных флюидах, протекавшей на фоне продолжавшейся кристаллизационной и флюидно-магматической дифференциации.

Важным аспектом рассматриваемой модели являются представления об унаследованности условий и параметров магматического процесса на постмагматическом этапе и, соответственно, о генетической сопряженности магматических образований, скарнов, послескарновых метасоматитов и оруденения. Петрологические особенности скарнов и послескарновых

метасоматитов корреспондируют соответствующей специфике продуктивных магматических комплексов, что позволяет выделять скарново-шеелитовые месторождения "окисленного", промежуточного и "восстановленного" типов, связанные соответственно с магматическими комплексами "магнетитового", промежуточного или "ильменитового" типов (Kwak, White, 19S2; Эйнауди и др.,1984; Newberry, 1991; и др.). Очевидно, в принятой нами рудноформационной систематике скарново-шеелитовых месторождений "окисленному" типу наиболее полно соответствуют золото-медно-молибден-вольфрамовые месторождения, "восстановленному" типу - полиметаллически-вольфрамовые месторождения, промежуточному типу - месторождения других вольфраморудных формаций. Соответственно, скарново-шеелитовые месторождения золото-медно-молибден-вольфрамовой формации формировались в условиях наиболее высокого окислительного потенциала при наименьшей кислотности (наибольшей щелочности) флюидов. месторождения полиметаллически-вольфрамовой формации - в условиях наименьшего окислительного потенциала и наибольшей кислотности (наименьшей щелочности) флюидов, месторождения других формаций - при промежуточных параметрах.

Признаки генетического родства всей совокупности метасоматитов развитых на скарново-шеелитовых месторождениях каждой рудной формации, проявлены в унаследованности характерных (реперных) парагенезисов минералов, в типоморфизме сквозных минералов и их парагенезисов, в относительной распространенности метасоматитов разных типов и специфике их набора, и отличаются от аналогичных характеристик, свойственных скарново-шеелитовым месторождениям других рудных формаций. Очевидно, этот аспект напрямую затрагивает содержательный смысл понятия "метасоматической формации" как всей совокупности метасоматитов, связанных с определенным магматическим комплексом (магматической формацией) и обладающих чертами генетического родства (эволюционной преемственности). Корреспондирующие петрологические признаки продуктивных магматических комплексов указывают, в свою очередь, на генетическое (парагенетическое) родство рудно-метасоматических образований с магматическими и, тем самым, подчеркивают соответствие в триаде понятий "магматическая формация", "метасоматическая формация" и "рудная формация".

Величина максимально возможных ресурсов вольфрама скарново-шеелитовых месторождений зависит от их рудно-формационной принадлежности. Все крупные и уникальные скарново-шеелитовые месторождения принадлежат к полиметаллически-вольфрамовой и молибден-вольфрамовой рудным формациям; наиболее значительные скарново-шеелитовые месторождения золото-медно-молибден-вольфрамовой формации отвечают средним по масштабу объектам, а скарново-шеелитовые месторождения олово-вольфрамовой и редкометально-

олово-вольфрамовой формаций не превышают уровня мелких (редко - средних) объектов по ресурсам вольфрама. Такая закономерность отвечает специфике соответствующих рудных формаций, причем уже на этапе образования скарнов, в зависимости от объема последних,возникают предпосылки для формирования месторождений разных масштабов. Именно на этом этапе в наибольшей мере проявляются различия продуктивных магматических комплексов в отношении роли трансмагматических флюидов в их формировании, глубинности становления плутонов, влияющей, наряду со спецификой состава и строения вмещающего субстрата, на развитие того или иного глубинного яруса скарнов и на состав последних, и т.п. Эти предпосылки, выраженные в различиях объема и состава возникших скарнов, в дальнейшем могут бьггь реализованы в зависимости от полноты и интенсивности оруденения последних, определяемых физико-химическими и структурными условиями образования послескарновых рудоносных метасоматитов.

Очевидно, в большей мере соответствующей рудно-формационной спецификой определяются физико-химические условия послескарнового рудообразования. Благоприятность этих условий для отложения шеелита, выраженная в определенном сочетании кислотно-щелочных, окислительно-восстановительных и иных параметров, является ведущим фактором, обусловливающим полноту и интенсивность оруденения скарнов. Именно в этом, вероятно, и состоит причина наиболее крупных масштабов месторождений полиметаллически-вольфрамовой и молибден-вольфрамовой рудных формаций. Напротив, на месторождениях золото-медно-молибден-вольфрамовой формации, при нередком весьма,широком развитии скарнов, далеко не весь объем скарновых тел впоследствии подвергается шеелитовому оруденению, тем более достаточно тггенсивному. Также и на месторождениях олово-вольфрамовой и редкометалыю-олово-вольфрамовой формаций лишь сравнительно незначительная часть апоскарновых метасоматитов содержит существенное шеелитовое оруденение, что усугубляется в этом случае еще и более ограниченным развитием самих скарнов.

Другим самостоятельным фактором, определяющим интенсивность шеелитового оруденения скарнов и полноту их замещения, являются структурные условия локализации послескарновых рудоносных метасоматитов. Этот же фактор, очевидно, служит и наиболее существенной причиной пространственного совмещения метасоматитов разных стадий, что обусловливает ступенчатое концентрирование оруденения в рудных телах. При этом, несмотря на то, что морфологические типы рудных тел, их размеры и пространственная позиция определяются преимущественно соответствующими характеристиками скарновых тел. специфика структурной позиции послескарновых метасоматиов также оказывает ощутимое влияние на эти параметры рудных тел, на распределение в

них минеральных и технологических типов руд и др. В частности, в зависимости от взаимной ориентировки линейных штокверков послескарновых метасоматитов, а также в зависимости от их позиции относительно тел скарнов, возможно либо относительно равномерное оруденение скарново-рудных тел, либо гнездовой характер его распределения, либо комбинация этих вариантов. В зависимости от этого фактора, как и от степени послескарновых метасоматических изменений, относительного развития тех или иных послескарновых метасоматитов, содержания полезных компонентов в рудных телах могут существенно варьировать. За пределами скарновых тел, даже при довольно интенсивном развитии послескарновых метасоматитов, содержания шеелита обычно резко убывают, маркируя иногда переход к рудным телам иного (штокверкового, жильного и др.) структурно-морфологического типа. Последнее, однако, не касается многих сопутствующих вольфраму компонентов, особенно связанных с поздними, низкотемпературными метасоматитами, которые образуют существенные концентрации и за пределами тел измененных скарнов. Важно подчеркнуть, что указанные структурные факторы, влияющие на полноту и интенсивность оруденения скарнов в течение послескарновых рудоносных стадий, не зависят от рудноформационной принадлежности месторождений; напротив, они свойственны всем месторождениям скарнового промышленно-генетического типа, относящимся к разным рудным формациям.

Изложенные аспекты, касающиеся главных элементов многофакторных геолого-генетических моделей скарново-шеелитовых месторождений, служат основой для разработки региональных, среднемасштабных и локальных критериев прогнозирования и оценки соответствующего оруденения. Типовой перечень этих критериев может быть детализирован применительно к конкретным геологическим условиям оцениваемых территорий и отдельных объектов. Будучи ранжированными по степени своей проявленности и соответствия установленным или предполагаемым прогнозным ресурсам, эти критерии могут бьггь использованы для более уверенной количественной оценки перспектив оруденения.

ЗАКЛЮЧЕНИЕ

Проведенные исследования показывают, что для образования скарново-шеелитовых месторождений, помимо наличия карбонатных пород в контактовом ореоле интрузивного массива, необходимо благоприятное сочетание еще целого ряда факторов, включающих определенную формационную принадлежность продуктивного магматизма, зависящую от его геотектонической позиции, состава и глубинности магматических источников, а также специфические условия становления плутонов, дифференциации и кристаллизации магмы, определенные механизмы взаимодействия расплава и флюидов с вмещающими породами, структурно-тектонические и физико-химические факторы и др. Все это, в совокупности, определяет как рудноформационную принадлежность, так и ресурсы вольфрама и других рудных компонентов, особенности морфологии рудных тел, качество руд и другие параметры скарново-шеелитовь» месторождений.

РАБОТЫ АВТОРА, ОПУБЛИКОВАННЫЕ ПО ТЕМЕ ДИССЕРТАЦИИ

1. Эволюция структурно-тектонических условий формирования Кенсуйскогс скарново-шеелитового месторождения // Геология рудных месторождений, 1985. N 6, с.60-68.

2. Изменения физико-механических свойств пород в процессе формирования скарнового месторождения // Вестник Московского Унивеситета. Сер.4. Геология. 1986, N 6, с.70-74.

3. Особенности гидротерм при формировании Кенсуйского скарново-шеелитового месторождения // Тездокл. 5-го Всес.совещ. "Комплексное использ.вольфрам.месторожд. в СССР". Раздел 4. Л., ЛГУ, 1986, с.79-80.

4. Геологические условия образования Кенсуйского скарново-шеелитовогс месторождения // Вестник Московского Университета. Сер.4. Геология. 1987, N 4. с.53-57.

5. Минералого-геохимическая зональность Кенсуйского скарново-шеелитового месторождения (Восточная Киргизия). // Известия ВУЗов, геология и разведка. 1988, N 4, с.73-80.

6. Модель рудно-магматической системы в полях месторождений золото-медно-молибден-вольфрамовой формации (на примере месторождений Северное Киргизии) // Сб. Геолого-генетические модели рудных полей как основа для локального прогноза скрытого оруденения. Алма-Ата, КазИМС, 1989, с.64-7^ (соавтор В.С.Кудрин).

7. Эволюция состава и состояния постмагматических флюидов прг формировании Кенсуйского медно-молибден-вольфрамового месторождения. // Доклады АН СССР, 1990, т.311, N 5, с.1223-1228.

8. Золото-медно-молибден-вольфрамовый рудный пояс Тянь-Шаня// Геология рудных месторождений, 1990, N 4, с.13-26 (соавторы В.С.Кудрин, В.А.Ставинский, ЛЛ.Кабардин). Перевод: International Geology Review, 1990, vol.32, N 9, p.930-941.

9. Условия формирования и критерии прогнозной оценки золото-молибден-вольфрамовоых месторождений Сонгкель-Кенсуйской металлогенической зоны Тянь-Шаня // Сб.Геол.служба Киргизии. Материалы научно-практич. конференции., Фрунзе, 18-20 окт. 1988. Фрунзе, 1990, с. 33-37. (соавторы В.С.Кудрин, В.А.Ставинский).

10. Минеральная зональность вольфрамовых месторождений как критерий их прогнозной оценки ( на примере скарновых месторождений Киргизии) // Сб. Прикладные и экологические аспекты минералогии. Тез.докладов годичной сессии МО ВМО, 1990, М., 1991, к.1, с.183-185.

11. Кенсуйский массив монцоннтоидов - прототип многофазной магматогенно-гидротермальной системы (Киргизия) // Известия АН СССР, серия геолопгческая, 1991, N 5, с.59-73 (соавторы В.С.Кудрин, А.Е.Силаев).

12. Флюидные включения в минералах метасоматитов Кенсуйского скарново-шеелитового месторождения (Восточная Киргизия) // Известия ВУЗов, геология и разведка, 1991, N 8, с.37-45.

13. Месторождение Меликсу в Средней Азии // Советская геология, 1992, N 4, с.27-32 (соавторы В.С.Кудрин, В.А.Ставинский).

14. Типоморфизм гранатов и их индикаторная роль на вольфрамовое оруденение (на примере скарново-шеелитового месторождения Кенсу в Восточной Киргизии) Ц Записки ВМО, 1992, N 5, с.66-72 (соавторы М.А.Кудрина, В.С.Кудрин).

15. Кенсуйское вольфрам-молибденовое месторождение в Восточной Киргизии // Геология рудных месторождений, 1992, N 2, с.68-82 (соавтор В.С.Кудрин).

16. Позднепалеозойский калиевый субщелочной (шошонит-латитовый) магматизм Срединного Тянь-Шаня // Известия РАН, серия геологическая, 1992, N 11, с. 29-44. Перевод: International Geology Review, 1993, vol.35, N 3, p.288-304.

17. Линейные и очаговые структуры Сонгкель-Кенсуйской зоны Кыргызстана // Отечественная геология, 1992, N И, с. 52-59 (соавторы В.А.Ставинский, С.А.Окулов).

18. Магматическая ассоциация Турегельдынского вольфраморудного поля (Восточная Киргизия) // Известия ВУЗов, геология и разведка, 1994, N 1, с.33-47.

19. Монцонитоидные ассоциации полиметаллически-вольфрамовых месторождений Южного Тянь-Шаня // Отечественная геология, 1994, N 1, с.8-18.

20. Геотектоническая и металлогеничсская типизация вольфрамоносных

монцоитоидных серий // Отечественная геология, 1994, N 3, с.49-58.

21. Кумбельское вольфрамовое месторождение в Киргизии // Геология рудных месторождений, 1994, N 5, с.413-427.

22. Геолого-генетические особенности скарново-шеелитового месторождения Кашкасу-Нарынское в Киргизии // Известия ВУЗов, геология и разведка, 1994, N б, с.61-77.

23. Редкоземельные и редкие элементы в породах сонкульского габбро-монионит(сиенит)-гранитного комплекса (Киргизия) // Геохимия, 1995, N 1, с.64-81.

24. Геолого-генетические особенности вольфрамового месторождения Скрытого в Центральном Сихоте-Алине // Геология рудных месторождений, 1995, N 2, с. 142-158.

25. Системы глубинных ярусов и зональность оруденения скарново-щселитовых месторождений // Отечестве!¡пая геолог!«;, 1997 (в печати).

26. Типы распределения редкоземельных элементов в шеелитах скарновыз месторождений //Доклады РАН, 1997 (в печати).

27. Редкоземельные и редкие элементы в породах вольфрамоносньп магматических комплексов Южного Тянь-Шаня // Геохимия, 1997, (в печати).