Hydrothermal tin and tungsten deposits: historical aspects and present directions of research (to the 115th anniversary of O.D. Levitsky)

Full Text

Введение

Месторождения олова и вольфрама представляют собой важнейшую составную часть минерально-сырьевой базы промышленности индустриального и постиндустриального общества. С ускорением промышленного развития использование этих металлов существенно возрастает, и вопросы выявления их новых месторождений получают приоритетное значение. Успешному решению данных вопросов, в свою очередь, способствует разработка теоретических основ прогнозирования, поисков, оценки и разведки этих месторождений, что базируется на понимании различных аспектов их геологической и металлогенической классификации, геологических обстановок размещения месторождений, причин, условий и форм проявления процессов, приводящих к их образованию. Соответственно, вопросы разработки генетических концепций формирования месторождений вольфрама и олова привлекают особое внимание.

В историческом контексте за последние 100 лет понимание указанных геолого-генетических аспектов претерпело значительную эволюцию, с особой ролью периода 1930–1950-х гг., когда были заложены основы систематики месторождений олова и вольфрама в отношении их металлогенических и промышленно-генетических (геолого-промышленных) типов, каждый из которых требует особого методического подхода при выборе критериев их прогнозирования и оценки. В это же время были в основном определены важнейшие олово- и вольфрамоносные провинции на территории бывшего СССР, а в их пределах выявлены многие крупные рудные районы. По этим вопросам в отечественной геологической науке в этот период важное значение имели работы А.Е. Ферсмана, С.С. Смирнова, О.Д. Левицкого, Е.А. Радкевич, Ив. Ф. Григорьева, Е.И. Доломановой, Г.П. Воларовича, Г.Л. Падалки, Я.Д. Готмана, М.П. Русакова, М.Ф. Стрелкина, Г.Л. Вазбуцкого, М.И. Ициксона, Б.Л. Флерова, М.П. Материкова, В.Т. Матвеенко, П.А. Эпова, С.Ф. Лугова, М.Г. Руб, И.Н. Говорова, Х.М. Абдуллаева, В.С. Мясникова, А.Д. Каленова, Г.Н. Щербы, Г.Б. Жилинского, Е.В. Зив и других геологов, которые показали разнообразие типов месторождений вольфрама и олова, открыли и впервые описали многие новые месторождения этих металлов и рассмотрели их главные металлогенические особенности.

Среди научных работ периода 1930–1950-х гг., освещающих закономерности условий образования и размещения месторождений олова и вольфрама, особое место занимают труды С.С. Смирнова и его учеников и последователей, в первую очередь О.Д. Левицкого (1909–1961), заложивших основы систематики и металлогенического анализа этих месторождений. Ниже, в связи с 115-летием со дня рождения, рассматриваются главные результаты работ О.Д. Левицкого по изучению месторождений вольфрама и олова и их последующее развитие в контексте эволюции металлогенических представлений.

Исторический очерк

Олег Дмитриевич Левицкий родился 19 марта 1909 г. в Санкт-Петербурге в семье горного инженера Дмитрия Гавриловича Левицкого, одного из основателей горноспасательной службы в угольной промышленности Донбасса. В 1926–1930 гг. О.Д. Левицкий обучался в Ленинградском горном институте, где слушал лекции ведущих ученых страны в области петрографии, минералогии и рудной геологии – А.Н. Заварицкого, В.Н. Лодочникова, А.К. Болдырева, С.С. Смирнова. Еще будучи студентом, он начинает под руководством А.К. Болдырева изучение Шерловогорского месторождения в Восточном Забайкалье. После окончания института О.Д. Левицкий работает начальником Малосоктуйской геологоразведочной партии в Восточном Забайкалье, сочетая это с работой ассистентом С.С. Смирнова, ближайшим учеником и помощником которого он был в течение последующих лет. В соавторстве с Е.Т. Шаталовым он участвует в написании ряда глав в учебнике «Рабочая книга по минералогии» (1932 г.) и в «Курсе минералогии» (1936 г.) под редакцией А.К. Болдырева. В 1931–1932 гг. О.Д. Левицкий возглавляет геолого-поисковую партию Восточно-Сибирского геологического треста, а в 1932–1935 гг. – отдел редких металлов этого же треста.

В истории научной деятельности О.Д. Левицкого выделяются несколько периодов, связанных, главным образом, с расширением регионов его полевых и экспедиционных работ, а также с вовлечением в сферу его интересов новых направлений изучения рудных месторождений. В частности, к раннему периоду относятся его работы по вольфрамовым и оловянным месторождениям Восточного Забайкалья (1930-е годы). Проводимые О.Д. Левицким исследования и его общее руководство работами в данном регионе сыграли значительную роль в создании минерально-сырьевой базы вольфрама и олова. Большой материал, собранный в этот период, был обобщен О.Д. Левицким в монографии «Вольфрамовые месторождения Восточного Забайкалья», опубликованной в 1939 г. За эту книгу, представленную в 1946 г. в качестве кандидатской диссертации, О.Д. Левицкому была присуждена ученая степень доктора геолого-минералогических наук. Кроме месторождений вольфрама и олова, он посещает ряд молибденовых месторождений Забайкалья, разрабатывает генетическую классификацию этих месторождений, консультирует работы по поискам и разведке молибденовых руд.

В 1938 г. О.Д. Левицкий переходит на работу в Институт геологических наук АН СССР. Он продолжает изучение оловянных месторождений Восточного Забайкалья, но расширяет свои работы на территорию Дальнего Востока России – Приморского края, в том числе крупных рудных районов Дальнегорского и Кавалеровского, где в это время открываются и разведаются многие полиметаллические и оловянные месторождения. О.Д. Левицкий изучает месторождения Кавалеровского рудного района, в том числе Лифудзинское (ныне Дубровское), Хрустальное, Лудьевское, Приморское, Дальнее (месторождение Лудьевское теперь носит его имя – Левицкое полиметально-оловянное месторождение). В Дальнегорском рудном районе О.Д. Левицкий занимается месторождениями полиметаллических скарнов (Верхнее и др.). В годы Великой Отечественной войны О.Д. Левицкий был откомандирован для работы в Комитет по делам геологии при Совнаркоме СССР, где направлял работы по редким металлам. За исследования по геологии олова и активную роль в создании минерально-сырьевой базы страны О.Д. Левицкий неоднократно удостаивался правительственных наград, а в 1946 г. ему вместе с группой геологов была присуждена Государственная (Сталинская) премия 1-й степени.

В 1945 г. О.Д. Левицкий возвращается в Институт геологических наук АН СССР, где продолжает работы по геологии месторождений олова и вольфрама. В 1947 г. публикуется коллективная монография «Геология олова», в создании которой О.Д. Левицкому принадлежала ведущая роль. Им написаны важнейшие разделы этой книги: «Генетическая классификация оловорудных месторождений», «Месторождения касситерит-кварцевой формации», «Пространственное расположение оловорудных месторождений» и другие. Эта монография на долгие последующие годы стала основным руководством при поисках и разведке месторождений олова, а предложенная в ней классификация этих месторождений, разработанная С.С. Смирновым и О.Д. Левицким, послужила основой для дальнейших металлогенических классификаций. Начиная с 1947 г., О.Д. Левицкий неоднократно посещает месторождения олова и вольфрама на Северо-Востоке России, дает рекомендации по их оценке и прогнозированию новых месторождений. Он намечает важнейшие геологические особенности месторождений олова Северо-Востока, обращает внимание на широкий масштаб касситерит-сульфидной минерализации, развитой как по площади, так и на глубину в Валькумейском рудном районе. О.Д. Левицкий посещает месторождения олова в Якутии, подчеркивает значительное развитие касситерит-сульфидных зон в крупных тектонических узлах Янских рудных районов. Он является редактором крупной монографии Е.А. Радкевич «Касситерит-сульфидные месторождения», изданной в 1953 г.

В 1953 г., в возрасте 44 лет, О.Д. Левицкий был избран членом-корреспондентом АН СССР. Он продолжает работать над теоретическими вопросами эндогенного рудообразования. В опубликованном в 1953 г. сборнике «Основные проблемы в учении о магматогенных рудных месторождениях», в создании которого участвовали ведущие геологи-теоретики страны, им составлен раздел о роли коллоидных растворов в эндогенном рудообразовании. После того как Институт геологических наук в 1956 г. был разделен на два института – Институт геологии рудных месторождений, петрографии, минералогии и геохимии (ИГЕМ) и Геологический институт (ГИН), О.Д. Левицкий возглавляет отдел геологии эндогенных рудных месторождений ИГЕМ АН СССР. Он ведет научную и организационную работу в Отделении геолого-географических наук АН СССР, продолжая курировать геологические исследования по олову и вольфраму в СССР и уделяя особенно большое внимание расширению минерально-сырьевой базы этих металлов восточных регионов страны. Кроме месторождений Забайкалья, Приморья, Якутии и Северо-Востока России, он посещает рудные объекты Урала, Ангаро-Илимского региона, Тувы, Алтая, Центрального Казахстана, Средней Азии, Камчатки, Курильских островов, а также Внутренней Монголии (КНР).

В последние годы жизни, во второй половине 1950-х г., О.Д. Левицкий сконцентрировал свое внимание на проблемах первичной минеральной и геохимической зональности рудных месторождений и ее значении для поисков скрытого оруденения. Он был инициатором созыва и руководителем оргкомитета Первого Всесоюзного совещания по методам исследований и поисков скрытых рудных тел, проведенного в Москве в 1958 г. и много давшего теории рудообразования и практике геолого-поисковых работ. Центральным на конференции был доклад О.Д. Левицкого и В.И. Смирнова о значении первичной зональности для поисков скрытых, не выходящих на поверхность рудных тел.

Как отмечали В.И. Смирнов, М.С. Сахарова (1964), О.Д. Левицкий был одним из крупнейших и авторитетнейших ученых в области геологии рудных месторождений, широко известным геологам всей страны своей огромной эрудицией, умением быстро ориентироваться в сложных вопросах геологической теории и практики, способностью находить пути для правильного решения проблем. Широта геологического кругозора, высокая наблюдательность, четкость мышления и целеустремленность при разработке вопросов научной и практической рудной геологии обеспечили О.Д. Левицкому роль одного из признанных лидеров отечественной геологической науки 1950-х годов. Он участвовал в работах по прогнозированию и оценке рудных ресурсов страны, в планировании и разработке стратегии их изучения. Многие из научных положений, впервые выдвинутых и разработанных О.Д. Левицким, получили дальнейшее развитие в работах его многочисленных учеников и сотрудников (Е.А. Радкевич, Р.М. Константинов, И.Н. Томсон, Д.О. Онтоев, В.Н. Дубровский, И.Н. Кигай, О.П. Полякова и др.) и в трудах новых поколений геологов, изучавших рудные месторождения.

Металлогеническая классификация месторождений вольфрама

Известная монография О.Д. Левицкого «Вольфрамовые месторождения Восточного Забайкалья», опубликованная в 1939 г. (переизданная в 1964 г.), явилась одной из первых работ по геологии месторождений вольфрама, в которой предложена их металлогеническая и геолого-генетическая классификация. В частности, на основании изучения рудных полей и месторождений вольфрама Восточного Забайкалья (фиг. 1), О.Д. Левицкий (1939, 1964) подчеркивает их вещественное разнообразие и выделяет среди них металлогенические типы олово-вольфрамовых (касситерит-вольфрамитовых) и полиметально-вольфрамовых (сульфидно-вольфрамовых) месторождений. К олово-вольфрамовому типу он относит, например, раннюю минерализацию Шерловогорского месторождения (фиг. 2), отмечая, что эта минерализация сравнительно незначительна и проявлена в зонах кварц-топазовых и кварц-мусковитовых (часто с бериллом) и особенно – кварц-топаз-сидерофиллитовых грейзенов. Вместе с этим О.Д. Левицкий (1939, 1964) отмечает существенно большую роль на этом месторождении послегрейзеновых кварц-турмалиновых и кварц-хлоритовых метасоматитов, иногда с флюоритом, с оловянной и полиметаллической (арсенопирит, сфалерит, галенит, пирротин, минералы висмута и др.) минерализацией. Развивая характеристику олово-вольфрамовых месторождений, О.Д. Левицкий (1939, 1964) приводит описания нескольких рудных объектов, связанных с массивом гранитов кукульбейского комплекса, в том числе участков Мало-Соктуйского олово-вольфрамового месторождения, представленного зонами кварц-топазовых и кварц-мусковитовых грейзенов с вольфрамитом и небольшими количествами флюорита, касситерита, берилла и сульфидов (арсенопирит, галенит, сфалерит, пирит, халькопирит).

 

Фиг. 1. Металлогеническая схема Восточного Забайкалья (по С.С. Смирнову, А.В. Волкову и др.). 1–3 – металлогенические пояса (1 – золото-молибденовый, 2 – олово-вольфрам-редкометальный, 3 – уран-золото-медно-полиметаллический); 4 – месторождения золота; 5 – месторождения вольфрама и олова; 6 – интрузивы кукульбейского комплекса; 7 – разломы.

 

Фиг. 2. Геологическая схема Шерловогорского месторождения в Восточном Забайкалье (по Д.О. Онтоеву, 1974; Л.В. Таусону и др., 1987; Б.А. Гайворонскому, 1995, с изменениями). 1 – четвертичные аллювиальные отложения; 2 – каменноугольные осадочно-вулканогенные породы; 3 – палеозойские магматические породы; 4 – магматические брекчии кварцевых порфиров; 5 – кварцевые порфиры; 6 – граниты мезозойского (позднеюрского) кукульбейского комплекса; 7 – биотитовые роговики, 8 – зоны кварц-топазовых и кварц-мусковитовых грейзенов и последующих кварц-мусковитовых метасоматитов; 9 – зоны кварц-турмалиновых грейзенов; 10 – разломы; 11 – зона преимущественного развития кварц-топазовых грейзенов с вольфрамитом и бериллом; 12 – зона преимущественного развития кварц-топазовых, кварц-сидерофиллитовых, кварц-флюоритовых грейзенов с касситеритом и сульфидами; 13 – зона преимущественного развития кварц-турмалиновых грейзенов с касситеритом и арсенопиритом; 14 – зона преимущественного развития кварц-сульфидных жил и прожилков.

 

Напротив, в качестве контрастного олово-вольфрамовому (касситерит-вольфрамитовому) сульфидно-вольфрамового типа О.Д. Левицкий (1939, 1964) рассматривал минерализацию месторождений Букука и Белуха (фиг. 3). Эти месторождения пространственно ассоциируют с небольшими интрузивами биотит-амфиболовых и биотитовых гранодиоритов, отличающимися от массивов кукульбейского гранитного комплекса повышенными основностью и магнезиальностью, а с также полями даек кварцевых диоритовых порфиритов, лампрофиров и различных гранитоидных пород. Для некоторых мощных даек диоритов и гранодиорит-порфиров был установлен более древний возраст, чем возраст гранитов кукульбейского комплекса (Онтоев, 1974). Месторождения представлены большим числом жил существенно кварц-вольфрамитового состава с характерным для них почти полным отсутствием касситерита (а также берилла) и, напротив, весьма интенсивным развитием сульфидов (пирит, пирротин, сфалерит, халькопирит, более редкие арсенопирит, станнин и др.), различных и весьма обильных минералов висмута (самородный висмут, висмутин, галеновисмутит, лиллианит, козалит и др.; более поздним, чем эти сульфиды, является редкий тонкочешуйчатый молибденит) (Онтоев, 1974). Распространены также обширные рудоносные зоны «площадных» и «сплошных» гидротермальных изменений (метасоматитов) существенно мусковитового, кварц-мусковитового, кварц-флюорит-мусковитового состава. Определенные черты близости к данным месторождениям обнаруживает Антоновогорское месторождение, представленное кварцевыми жилами с кварц-мусковитовой оторочкой, содержащими вольфрамит при отсутствии касситерита, иногда с бериллом, флюоритом, шеелитом и сульфидами, и более поздними кварц-сульфидными жилами с пиритом, пирротином, сфалеритом (Левицкий, 1939, 1964).

 

Фиг. 3. Геологические схемы Букукинского (а) и Белухинского (б) месторождений в Восточном Забайкалье (по Д.О. Онтоеву, 1974; Б.А. Гайворонскому, 1995, с изменениями). а (Букукинское месторождение): 1 – нижне-среднеюрские песчаники с прослоями сланцев и конгломератов; 2 – дайки и мелкие штоки лампрофиров и диоритовых порфиритов; 3 – мелкозернистые гранодиориты; 4 – порфировидные гранодиориты; 5 – среднезернистые гранодиориты, 6 – зоны грейзенов и кварц-мусковитовых метасоматитов; 7 – кварцевые жилы с вольфрамитом и сульфидами; 8 – разломы; 9 – зоны жильной и штокверковой преимущественно кварц-вольфрамитовой минерализации; 10 – зоны жильной и штокверковой преимущественно кварц-вольфрамит-сульфидной минерализации. б (Белухинское месторождение): 1 – дайки лампрофиров и диоритовых порфиритов; 2 – дайки гранофиров; 3 – мелкозернистые амфибол-биотитовые гранодиориты; 4 – биотит-амфиболовые гранодиориты; 5 – биотитовые граниты крупнозернистые; 6 – кварц-турмалиновые грейзены; 7 – кварцевые жилы с вольфрамитом и сульфидами; 8 – разломы, зоны жильной и штокверковой преимущественно кварц-вольфрамитовой минерализации; 10 – зоны жильной и штокверковой преимущественно кварц-вольфрамит-сульфидной минерализации; 11 – зоны кварц-турмалиновых грейзенов.

 

Указанное различие металлогенических типов этих месторождений, впервые отмеченное О.Д. Левицким (1939, 1964), а затем в больших деталях охарактеризованное другими авторами (Онтоев, 1974; Барабанов, 1975; Гайворонский, 1995₁,₂; и др.), нашло свое отражение в современной металлогенической систематике месторождений вольфрама (Апельцин и др., 1980). Согласно последней, среди вольфрамовых месторождений выделялось три металлогенических типа (олово-вольфрамовый, полиметально-вольфрамовый и молибден-вольфрамовый), а в каждом из них – по три геолого-промышленных или промышленно-генетических типа (скарновый, грейзеновый и штокверковый). Позже эта классификация была дополнена с выделением золото-медно-молибден-вольфрамового (Кудрин, Соловьев, 1992) и редкометально-олово-вольфрамового (Павловский, 1993) металлогенических типов. В совокупности эта классификация наиболее объективно отражает металлогеническое и геолого-генетическое разнообразие месторождений вольфрама (Покалов, 1992; Соловьев, 2008).

Соответственно, в олово-вольфрамовом рудном поясе Восточного Забайкалья, наряду с олово-вольфрамовыми месторождениями, были выделены месторождения полиметально-вольфрамового металлогенического типа, включая месторождения Букука и Белуха (Апельцин и др., 1980). Сочетание полиметально-вольфрамовых и несколько более молодых олово-вольфрамовых месторождений в единых вольфраморудных районах и металлогенических поясах, сформированных на постколлизионном этапе, является их характерной особенностью при последовательном развитии продуктивного магматизма с различной глубинностью магматических источников и отмечается в других регионах (Соловьев, 2008; Soloviev et al., 2017, 2020₁). В этой эволюции важно подчеркнуть роль мантийной магмогенерации, с интенсивным мантийно-коровым взаимодействием на ранних стадиях, отвечавших внедрению монцонитовых и гранодиоритовых интрузий и формированию полиметально-вольфрамовых месторождений, и последующее развитие преимущественно коровых магматических очагов, с которыми связаны гранитоидные интрузии и олово-вольфрамовые месторождения (Руб и др., 1982; Коваленко и др., 1988; Соловьев, 2008; Гвоздев, 2010).

Вместе с этим вопросы металлогенической классификации месторождений вольфрама Восточного Забайкалья, несмотря на почти столетний период изучения этой территории, еще далеки от окончательного выяснения. В частности, выделение указанных выше и, возможно, других месторождений полиметально-вольфрамового металлогенического типа подразумевает выделение соответствующих им продуктивных интрузий в виде обособленного магматического комплекса. Традиционно месторождения вольфрама, расположенные в пределах олово-вольфрамового рудного пояса Восточного Забайкалья, связываются с интрузиями позднеюрского-раннемелового кукульбейского магматического комплекса (Козлов, 1985; Сырицо и др., 2018; Редина и др., 2019), относимого к типу редкометальных плюмазитовых гранитов (по классификации Л.В. Таусона (1977)). При этом еще на ранних этапах изучения многими авторами признавалась гетерогенность данного комплекса с выделением среди его интрузий (1) собственно вольфрамоносных, (2) танталоносных и (3) ниобий-фтороносных (Гребенников, 1971). Частично этот вопрос был решен выделением интрузий литий-фтористого типа, сопровождаемых редкометальной (Ta-Nb-Li) минерализацией и отличающихся от олово-вольфрамоносных интрузий; эти литий-фтористые интрузии или рассматривались в составе кукульбейского комплекса (как его крайние дифференциаты), или выделялись в обособленный комплекс либо даже несколько комплексов (Козлов, 1985; Сырицо, 2002; Андреева и др., 2020). Однако возможно, что на данной территории присутствуют и иные магматические образования, в том числе связанные с более глубинными магматическими источниками и сопровождаемые полиметально-вольфрамовой минерализацией.

Металлогеническая классификация месторождений олова

В результате исследований С.С. Смирнова, О.Д. Левицкого и Е.А. Радкевич еще в 1930–1940-е гг. были выделены типы оловоносных пегматитов, касситерит-кварцевый (вольфрамит-касситерит-кварцевый) и касситерит-сульфидный металлогенические типы месторождений олова, впоследствии дополненные менее определенными касситерит-силикатным (с вариациями до касситерит-силикатно-сульфидного) типом и риолитовым типом (деревянистого олова) (Геология оловорудных месторождений …, 1986). Эта классификация сохранялась в отечественной литературе до середины 1980-х гг., когда в качестве альтернативы указанной классификации было предложено выделять вольфрам-оловянный (или олово-вольфрамовый) (аналог касситерит-кварцевого или вольфрамит-касситерит-кварцевого), существенно оловянный (отчасти аналог касситерит-силикатно-сульфидного) и полиметально-оловянный (аналог касситерит-сульфидного) металлогенические типы (Павловский, 1993; Родионов, 2005). Это, с учетом отмеченной выше классификации месторождений вольфрама (Апельцин и др., 1980), а также молибдена (Покалов, 1972, 1992), в известной мере унифицировало металлогеническую типизацию месторождений вольфрама, олова и молибдена, и представляется наиболее оптимальным.

Развитие металлогенической и вещественной классификации месторождений олова сопровождалось обсуждением вопросов их связи с различными магматическими комплексами. В частности, на упомянутом выше Шерловогорском месторождении О.Д. Левицкий (1939, 1964) отмечает присутствие двух различных магматических комплексов (фиг. 2) – комплекса гранитоидов, отнесенных позже к кукульбейскому интрузивному комплексу (Аристов и др., 1961; Онтоев, 1974; Гайворонский, 1995), кристаллизовавшихся в глубинных условиях, и комплекса многофазных (Онтоев, 1974) малых интрузий «кварцевых порфиров» и их магматических брекчий («сопка Большая»), внедрявшихся в малоглубинных субвулканических (приповерхностных) условиях . При этом М.Г. Петрова и П.Т. Белов (1966), а затем Б.А. Гайворонский (1995) отмечали более позднее внедрение кварцевых порфиров в приконтактовых частях массива гранитоидов. Еще более сложную историю эволюции магматизма можно предположить ввиду присутствия на месторождении субвулканических тел топазовых риолитов (онгонитов) (Антипин и др., 1980).

О.Д. Левицкий (1939, 1964) первым обратил внимание на сходство рудной минерализации Шерловогорского месторождения, особенно ее олово-полиметаллической составляющей, с полиметально-оловянными месторождениями оловянного рудного пояса Боливии. Этот пояс включает плутоногенные Sn-W месторождения, связанные с плутонами гранитоидов, и широкий спектр жильных полиметально-оловянных (включая серебро-оловянные) месторождений, в том числе крупнейших месторождений олова, серебра, полиметаллов и др. (Ллялягуа, Потоси, Оруро и др.). Полиметально-оловянные месторождения Боливии связаны с вулканоплутоническими комплексами, относимыми к производным высококалиевой известково-щелочной или шошонитовой серий, которые в интрузивной фации представлены монцонитами, кварцевыми монцонитами, гранодиоритами, а в эффузивной – латитами, дацитами и риолитами (Sillitoe et al., 1975; Cunningham et al., 1996; Dietrich et al., 2000). Именно связь с гипабиссальными и приповерхностными интрузиями монцонитоидов (а не гранитов), имеющими глубинные магматические источники и, соответственно, малоглубинные условия формирования (с чем связано, в том числе, обилие сульфидов и сульфосолей в рудах), обнаруживающие сходство с таковыми меднопорфировых месторождений, позволили впоследствии генетически обособить данные месторождения Боливии в качестве олово-порфировых и противопоставить их «традиционным» грейзеновым олово-вольфрамовым месторождениям, связанным с более глубинными плутонами гранитов (Sillitoe et al., 1975).

Работами О.Д. Левицкого (1939, 1947₁, 1964 и др.) было показано существенное сходство Шерловогорского месторождения с другим крупным полиметально-оловянным (касситерит-сульфидным) месторождением Восточного Забайкалья – Хапчерангинским (фиг. 4; Гонгальский, Сергеев, 1995; и др.), оловянная минерализация в сульфидных рудах которого была впервые выявлена С.С. Смирновым. Дальнейшие исследования, в том числе выполненные Л.В. Таусоном и др. (1987), показали, что в главных чертах развитие рудного процесса на Шерловогорском и Хапчерангинском месторождениях протекало по одной схеме. Для обоих месторождений характерно проявление двух этапов минерализации, ранний из которых генетически связан с однотипными интрузиями плюмазитовых редкометальных гранитов, а поздний парагенетически – с экструзиями более молодых высококалиевых пород (кварцевых порфиров и др.). Как подчеркивают Л.В. Таусон и др. (1987), вероятно, имеет смысл говорить о сопряженном во времени и пространстве развитии двух рудно-магматических систем, являющихся производными различных геохимических типов магм, плюмазитовой гранитной и латитовой (шошонитовой). Эти авторы, со ссылкой на О.Д. Левицкого (1964), подчеркивают, что в других рудных районах олово-вольфрамового рудного пояса Восточного Забайкалья, где производные шошонитовой магмы не получили распространения, отмечены рудные проявления только первого этапа, связанные с гранитами кукульбейского комплекса. Более того, можно предположить, что сопряженное развитие рудоносных очагов двух типов магм способствует интенсификации рудного процесса в каждом из них (Таусон и др., 1987).

 

Фиг. 4. Геологическая схема Хапчерангинского месторождения в Восточном Забайкалье (по Б.И. Гонгальскому и А.Д. Сергееву, 1995, с изменениями). 1 – переслаивание песчаников и алевролитов; 2 – шток гранит-порфиров; 3 – вольфрам-оловорудные грейзены; 4 – оловорудные жилы; 5 – жилы с Pb-Zn сульфидной минерализацией; 6–9 – зоны жильного ареала (6 – зона преимущественно кварц-касситеритовых жил, 7 – зона преимущественно касситерит-сульфидных жил, 8 – зона преимущественно Pb-Zn сульфидных жил, 9 – кварц-кальцитовые жилы с редкой сульфидной минерализацией).

 

О.Д. Левицкий (Левицкий, 1964; Левицкий и др., 1964) одним из первых изучал Этыкинское месторождение, которое, наряду с Орловским и другими похожими месторождениями, представляет собой иной, отличный от олово-вольфрамового, вольфрам-олово-редкометальный металлогенический тип. Эти месторождения, в связи с открытием на них промышленной редкометальной (танталовой) минерализации в метасоматически-измененных лейкогранитах-аляскитах, впоследствии изучались многими исследователями (Бескин и др., 1994_1,2; и др.). Кроме этого, было показано широкое распространение литий-фтористых редкометальных гранитов в Восточном Забайкалье, в том числе в виде отдельных штоков и даек топазовых риолитов (онгонитов) (Антипин и др., 1980; Коваленко, 1977) , причем их внедрение, по-видимому, было более поздним, чем становление не только массивов редкометальных плюмазитовых гранитов (кукульбейского комплекса), сопровождаемых олово-вольфрамовой минерализацией, но и высококалиевых субвулканических интрузий, сопровождаемых полиметально-оловянной минерализацией.

Выделение касситерит-сульфидного (полиметально-оловянного) металлогенического типа, наряду с касситерит-кварцевым (олово-вольфрамовым или вольфрам-оловянным), явилось важным вкладом в понимание металлогении месторождений олова (Смирнов, 1937; Левицкий, 1947_1,2; Радкевич, 1953). Классификация месторождений олова и последовательность их формирования, намеченные О.Д. Левицким в Восточном Забайкалье, были затем подтверждены в регионах Приморья (Сихотэ-Алиня) и Якутии. В этих регионах, наряду с олово-вольфрамовыми (касситерит-кварцевыми), вскоре были также обнаружены многочисленные крупные полиметально-оловянные (касситерит-сульфидные), а также вольфрам-олово-редкометальные месторождения (Ставров, 1985).

В частности, в Сихотэ-Алине олово-вольфрамовые (касситерит-вольфрамит-кварцевые) месторождения являются наиболее ранними и связаны с крупными гранитоидными плутонами (Тананаева, 1984; Финашин, 1986; Родионов, 2005). Более молодые полиметально-оловянные (касситерит-сульфидные) месторождения связаны с высококалиевыми вулканоплутоническими комплексами, относимыми к шошонитовой серии (Баскина, 1982; Коваленко и др., 1988; Соловьев, 2014). Вместе с этим генетическая связь данных месторождений с магматизмом остается предметом дискуссии до сих пор, как и указывалось О.Д. Левицким (1955): «Генетическая связь их с определенными интрузивными телами в большинстве случаев устанавливается лишь предположительно, но в целом их можно довольно уверенно относить к группе рудных образований, связанных с комплексом разнообразных по составу гранитоидов, общей чертой которых является формирование в условиях умеренных и малых глубин» (Левицкий, 1955, с. 313). В последующие годы были накоплены сведения об эволюции магматизма и связи оловянных (касситерит-силикатно-сульфидных) и вольфрам-олово-редкометальных месторождений с ним. Например, в Кавалеровском рудном районе Сихотэ-Алиня (фиг. 5) с ранне-позднемеловым березовско-араратским вулканоплутоническим комплексом, относимым к шошонитовой серии, ассоциируют полиметально-оловянные (Ag-Sn-Sb-Pb) месторождения (Финашин, 1986; Коваленко и др., 1988). С еще более молодым (позднемеловым-палеогеновым) угловским базальт-андезит-дацит-риолитовым (с диоритами и гранодиоритами) комплексом, относимым к умеренно- и высококалиевой известково-щелочной сериям, связаны существенно оловянные (касситерит-силикатно-сульфидные) месторождения. Наконец, еще позже (в палеогене) был сформирован комплекс литий-фтористых гранитов, с которыми связана вольфрам-олово-редкометальная минерализация (Финашин, 1986; Руб, Руб, 2006; Алексеев, 2014). Минерализация, связанная с разными магматическими комплексами, отмечается и на отдельных месторождениях (Томсон и др., 1984; Гоневчук, 2002). Например, на Арсеньевском месторождении (фиг. 6), в позднем мелу, со становлением березовско-араратского комплекса, K-Ar- и Rb-Sr возраст которого 120–85 млн лет, связывается ранний этап оловянных руд (Гоневчук, 2002; Gonevchuk et al., 2010): сульфидно-сульфосольная минерализация и турмалиновые метасоматиты, возраст которых 93–95 млн лет (Томсон и др., 1984). Главные промышленные оловорудные жилы ассоциируют с дайками пород основного состава. K-Ar возраст внутрирудных даек и околорудных метасоматитов составляет 58–53 млн лет (Томсон и др., 1984). Различные этапы становления месторождения происходили в разных геодинамических условиях (Бортников и др., 2005).

 

Фиг. 5. Металлогеническая схема Сихотэ-Алинской орогенной системы (а) и геологическая схема Кавалеровского рудного района (б) (по А.И. Ханчуку, 2000; В.Г. Гоневчуку, 2005; с изменениями). а: 1 – Восточно-Сихотэ-Алинский вулканический пояс; 2 – раннемеловые турбидитовые бассейны; 3 – палеозойские до юрских террейны; 4 – докембрийские до раннепалеозойских террейны; 5 – ранне- и позднемеловые плутоны гранитоидов; 6 – Центрально-Сихотэ-Алинский разлом (а) и другие крупные разломы (б); 7 – месторождения олова; 8 – месторождения вольфрама; 9 – золото-медные и молибден-медные порфировые месторождения и рудопроявления; 10 – месторождения золота; 11 – контуры олово- и вольфраморудных районов (рудные районы: 1 – Вознесенский, 2 – Фурмановский, 3 – Кавалеровский, 4 – Верхне-Уссурский (Тернейский), 5 – Арминский, 6 – Бикинский (Лермонтовский), 7 – Северо-Сихотэ-Алинский, 8 – Хингано-Олонойский, 9 – Баджальский, 10 – Комсомольский, 11 – Дуссе-Алинский, 12 – Эзоп-Ямалинский. В рамке – фиг. 5б

б: 1 – Таухинский террейн (меловая аккреционная призма); 2 – Журавлевский террейн (раннемеловой турбидитовый бассейн); 3 – Самаркинский террейн (юрская аккреционная призма); 4 – позднемеловые-палеоценовые (70–60 Ма) гранит-порфиры (а) и риолитовые; дацитовые и андезит-дацитовые лавы и туфы (б); 5 – позднемеловые-палеоценовые (85–60 Ма) лейкограниты; 6 – позднемеловые (100–85 Ма) кварцевые диориты; гранодиориты (а); андезиты (б) (угловский комплекс); 7 – ранне-позднемеловые (115–95 Ма) монцогаббро; монцониты (а); трахиандезиты-трахибазальты (б) (березовской-араратский комплекс ильменитовой серии); 8 – позднемеловые (95–80 Ма) гранодлиориты-граниты (синанчинский комплекс); 9 – раннемеловые (110–102 Ма) монцогаббро, монцодиориты, диориты, гранодиориты (лазурный комплекс магнетитовой серии); 10 – месторождения олова (а), золото-медно-порфировые (б), золота (в); 11 – крупные разломы. Месторождения (номера на схеме: 1 – Лазурное, 2 – Арсеньевское, 3 – Новогорское, 4 – Искра, 5 – Ивановское, 6 – Дубровское, 7 – Юбилейное, 8 – Темногорское, 9 – Силинское, 10 – Хрустальное, 11 – Высокогорское.

 

Фиг. 6. Геологическая схема Арсеньевского месторождения в Кавалеровском рудном районе Сихотэ-Алиня (Геология оловорудных месторождений …, 1986). 1 – переслаивание песчаников и алевролитов; 2 – конгломераты; 3 – алевропесчаники; 4 – агломераты и туфобрекчии калиевых риолитов вулканических жерловин; 5 – монцониты; 6 – трахибазальты; 7 – рудные тела; 9 – зоны дробления; 10 – контур цокольной части палеокальдеры.

 

В Фурмановском рудном районе Сихотэ-Алиня к полиметально-оловянному типу относятся Щербаковское, Юбилейное и другие месторождения (Финашин, 1986). Существенно оловянные (касситерит-силикатно-сульфидные) месторождения с широким развитием турмалина и хлорита сосредоточены в центральной части рудного района (Снежнинский рудный узел), где они залегают в нижних горизонтах верхнемеловых-палеогеновых вулканитов андезит-дацитового состава, которые могут быть сопоставлены с породами угловского комплекса Кавалеровского района. Среди субвулканических и дайковых образований, наряду с породами известково-щелочной серии, встречаются обогащенные калием латиты, дациты и риолиты. На Щербаковском полиметально-оловянном (касситерит-сульфидном) месторождении отмечено пересечение олово-сульфидных жил слюдисто-флюорит-топазовыми жилами с касситеритом, представляющими олово-редкометальную минерализацию (Томсон и др., 1984; Финашин, 1986).

В Якутии, в Верхояно-Колымской орогенной области, олово-вольфрамовые месторождения связаны с поздними производными крупных гранодиорит-гранитных интрузий преимущественно коровой природы. Вместе с этим, кроме коровых гранитоидов, в регионе выявлены массивы гранитоидов с признаками смешанных корово-мантийных источников, локализованные в зонах региональных разломов и в локальных узлах длительной эндогенной активности. По данным В.А. Трунилиной и др. (1996), именно последние вносят ведущий вклад в металлогенический облик оловорудных районов. В частности, такая специфика характерна для магматогенно-рудной системы крупного (более 500 тыс. т олова) Депутатского месторождения (фиг. 7).

 

Фиг. 7. Геологическая схема Депутатского месторождения в Якутии (по Б.Л. Флерову, 1965; В.Н. Дубровскому, И.Н. Кигаю, 1974; М.П. Материкову, 1978; с изменениями). 1 – юрские терригенные отложения; 2 – контуры выступов гранитоидного массива (по геофизическим данным); 3 – дайки кварцевых порфиров; 4 – дайки диоритовых порфиритов и лампрофиров; 5 – зона распространения турмалиновых и кварц-турмалин-касситеритовых жил; 6 – зона распространения касситерит-кварц-турмалиновых и кварц-сульфидных жил; 7 – зона распространения кварц-сульфидных жил с хлоритом и карбонатами; 8 – зона распространения кварц-карбонатных жил с галенитом; сфалеритом и Ag минерализацией, 9 – отдельные крупные рудные жилы.

 

Как показано работами многих авторов (Некрасов, 1962; Борисенко и др., 1997; Холмогоров и Трунилина, 2006; и др.), месторождения Депутатского рудного района образовались в несколько этапов, включая ранний олово-вольфрамовый, главный оловорудный (касситерит-силикатно-сульфидный) и поздний серебро-полиметаллический. Ранний (олово-вольфрамовый) этап связывается с формированием кварц-мусковит-топазовых и кварц-мусковитовых грейзенов в приконтактовой области куполов Депутатского гранитного массива. В оловорудном этапе выделяются пять стадий: дорудная кварц-турмалин-хлоритовая, продуктивная касситерит-кварцевая, сульфидная (пирротиновая), сульфидно-карбонатная и гипс-кальцитовая. Серебро-полиметаллический этап представлен мелкими месторождениями, полукольцом окружающими Депутатское оловорудное поле. Они характеризуются преобладанием галенита в наиболее распространенных галенит-сфалеритовых рудах. Связь их с Sn-месторождениями подчеркнута постоянной примесью в полиметаллических рудах касситерита, станнина и франкеита (Холмогоров и Трунилина, 2006). Указанные минеральные ассоциации проявляют зональное расположение по отношению к гранитоидам, что позволило рассматривать их как продукты эволюции единой магматогенно-флюидной системы (Некрасов, 1962), что в последующем было подтверждено сведениями о последовательном изменении температур минералообразования и химического состава минералообразующих флюидов (Борисенко и др., 1997).

Вместе с этим, как подчеркивают А.И. Холмогоров, В.А. Трунилина (2006), Депутатское месторождение не могло быть сформировано только в результате эволюции гранитов, а главный этап оловянной минерализации следует за внедрением послегранитных даек калиевых риолит- и гранит-порфиров. Распространены также дайки трахидолеритов, трахибизальтов, трахиандезитов, лампрофиров, которые вместе с калиевыми риолит- и гранит-порфирами отвечают переходным разновидностям от высококалиевой известково-щелочной до калиевой субщелочной (шошонитовой) серий (Соловьев, 2014). Дайки основных пород различны по возрасту и соотношениям с минерализацией: отмечено пересечение ранними основными дайками касситерит-кварцевых руд, но эти дайки пересекаются пирротиновыми и хлорит-сфалеритовыми прожилками, а поздние основные дайки секут эти прожилки. Показана ассоциация касситерит-турмалин-сульфидно-кварцевых жил с дайками кварцевых порфиров и лампрофиров, а серебро-полиметаллической минерализации – с дайками основных пород и лампрофиров (Материков, 1978). По данным Л.Н. Индолева (1979), внедрение диабаз-порфиритовых (лампрофировых) даек протекало после образования касситерит-кварцевой, но до сульфидной минеральной ассоциации (ранняя фаза порфиритов) или после сульфидно-карбонатной ассоциации (поздняя фаза порфиритов). Еще более молодой возраст предполагается для биотит-пироксеновых лампрофиров, пересекаемых только галенит-сфалеритовыми прожилками.

Таким образом, современное понимание оловорудных месторождений базируется на выделении их нескольких металлогенических типов при связи с разными магматическими комплексами, причем не только и не столько с гранитоидными комплексами коровой природы, но скорее (для наиболее продуктивной минерализации) – с магматическими комплексами смешанной мантийно-коровой природы (Руб и др., 1982; Трунилина и др., 1996; Холмогоров и Трунилина, 2006). Основы именно такого общего подхода к изучению оловорудных месторождений были заложены еще работами С.С. Смирнова и О.Д. Левицкого. При этом устанавливается отчетливая связь месторождений наиболее продуктивного полиметально-оловянного металлогенического типа, а также наиболее продуктивной полиметально-оловянной минерализации на крупных полигенных месторождениях, с высококалиевым известково-щелочным и шошонитовым магматизмом (Sillitoe et al., 1975; Cunningham et al., 1996; Dietrich et al., 2000; Соловьев, 2014). Важной особенностью оловоносных высококалиевых известково-щелочных и шошонитовых комплексов является их восстановленный характер, отвечающий ильменитовой серии (по Ishihara, 1981), что резко отличает оловоносные высококалиевые серии от таковых, продуктивных, например, на золото-меднопорфировые месторождения (Соловьев, 2014; Soloviev et al., 2019; Sillitoe and Lehmann, 2022). Становление этих комплексов протекало после завершения активной субдукции, в условиях разрушения субдукционной пластины и возникновения слэб-виндоу, т.е. близко соответствовало постколлизионным условиям (Ханчук, 2000; Гоневчук, 2002; Gonevchuk et al., 2010). При этом формирование существенно оловянных (касситерит-силикатно-сульфидных, или «олово-порфировых»; Родионов, 2005) месторождений, может быть связано с развитием менее глубинных магматических очагов известково-щелочных магм в коровом субстрате, протекавшее, тем не менее, вероятно, под влиянием мантийных магм и связанных с ними флюидов. Надо отметить, что формирование и вольфрам-олово-редкометальных месторождений, ассоциирующих с литий-фтористыми гранитами и их производными в виде онгонитов и т.п., также обнаруживает признаки связи с глубинными магматическими источниками в области метасоматически-обогащенной мантии, особенно в отношении источников фтора и некоторых редких металлов (Та, Nb и др.) (Christiansen et al., 1983).

Позиция и строение вольфрам- и оловорудных районов, ярусность рудной минерализации

О.Д. Левицкий (1947₃; и др.) отмечал важную роль скрытых разломов фундамента в размещении рудных районов и отдельных месторождений в их пределах и подчеркивал значение этого фактора по сравнению с ранее преобладавшей точкой зрения об их преимущественном контроле региональными складчатыми структурами или морфологией контактов крупных плутонов гранитоидов. На примере месторождений олова он показал, что контроль складчатыми структурами или морфологией интрузивных контактов более характерен, соответственно, для крупных гранитоидных интрузий и связанной с ними олово-вольфрамовой (касситерит-кварцевой) минерализации. Напротив, полиметально-оловянные (касситерит-сульфидные) месторождения менее отчетливо связаны с интрузиями, нередко располагаются на большом удалении от них и контролируются, главным образом, зонами разрывных нарушений, в том числе скрытыми. На этой основе могут быть выделены и различные ярусы развития Sn- и W-минерализации.

Действительно, как было показано позже, в большинстве случаев локальные площади интенсивной эндогенной рудной минерализации контролируются крупными разломами, в том числе разломами скрытой природы («фотолинеаментами»), и очаговыми (очагово-сводовыми) тектоно-магматическими структурами, возникающими на пересечении этих разломов (Томсон и др., 1984; Металлогения орогенов, 1992; и др.). Такие очаговые структуры имеют глубинную природу, формируются под воздействием эндогенных факторов диапиризма и по своей природе носят скрытый характер; им соответствуют наиболее крупные площадные концентрации рудной минерализации, в том числе рудных месторождений, определяемые как рудные районы, или группы сближенных рудных районов (Томсон, 1988 и др.). Рудные районы представляют собой обычно изометричные рудоносные площади, которые характеризуются повышенным фоном рудоносности – повышенной концентрацией рудопроявлений и месторождений, а также сгущением геохимических аномалий, плотность которых скачкообразно убывает за границами рудного района (Металлогения орогенов, 1992; и др.). Дополнительная концентрация рудной минерализации происходит в рудных полях, которые в структурном плане обособлены в рамках рудных районов.

В соответствии с этим, рядом авторов были предложены металлогенические модели многих рудных районов, в том числе упомянутых выше Восточного Забайкалья и Приморья (Сихотэ-Алиня) с значительной Sn- и W-минерализацией. При этом то обстоятельство, что во многих рудных районах развита не только эта, но также и иная (Pb-Zn, Au-Ag, Au, U, Mo, Cu-Mo, Au-Cu и др.) минерализация, послужило основой для дальнейшего моделирования в отношении «латеральных» (в пространстве) и «вертикальных» (во времени) эволюционных серий (рядов) металлогенических типов месторождений разных металлов (Константинов, 1973 и др.). Было показано также полигенное и полихронное развитие многих рудных районов с совмещением и наложением разновременных и разноранговых очаговых структур и связанной с ними минерализации (Томсон, 1988; Металлогения орогенов, 1992; и др.). В частности, рассмотренные выше W- и Sn-месторождения в Восточном Забайкалье соответствуют серии разноранговых очаговых (очагово-сводовых) структур и определяемых ими рудных районов или их групп, причем в них присутствуют также месторождения золота, полиметаллов и др.; W- и Sn-месторождения пространственно тяготеют к центральным зонам этих рудных районов (фиг. 8; Томсон, 1988).

 

Фиг. 8. Геологическая схема некоторых рудных районов Восточного Забайкалья (по И.Н. Томсону, 1988, с изменениями). 1–3 – металлогенические пояса (1 – золото-молибденовый; 2 – олово-вольфрам-редкометальный; 3 – уран-золото-медно-полиметаллический); 4 – месторождения золота; 5 – месторождения вольфрама и олова; 6 – интрузивы кукульбейского комплекса; 7 – разломы; 8 – контуры сво

 

В Кавалеровском рудном районе Сихотэ-Алиня (фиг. 5), наряду с оловянными, в том числе связанными с шошонитовым магматизмом, присутствуют близсинхронные им золото-медно-порфировые месторождения, также связанные с магматизмом шошонитовой серии, однако отличающимся от оловоносных интрузий своей принадлежностью к магнетитовой серии (Soloviev et al., 2019). Наличие близсинхронных, но столь контрастных по степени окисленности интрузий и контрастных металлогенических типов рудных месторождений связывается с сосуществованием и взаимодействием очагов мантийной основной и коровой кислой магмы в пост-коллизионной обстановке (Sillitoe and Lehmann, 2022). Для этого рудного района было установлено зональное размещение месторождений олова с внешней дуговидной зоной эоценовой касситерит-хлорит-кварц-сульфидной минерализации от восточной границы района (Эрдагоусское и Силинское месторождения) вдоль южного обрамления (Левицкое месторождение) к его восточной границе (Новогорское и Арсеньевское месторождения). Во внутренней зоне района известны месторождения (Темногорское, Ивановское и Дубровское) с турмалин-сульфидно-сульфосольной минерализацией позднемелового-палеоценового этапа (Томсон, 1988).

В Арминском рудном районе Сихотэ-Алиня, ассоциирующим с Дальненским орогенным сводовым поднятием, распространены как оловянные, так и вольфрамовые месторождения (фиг. 9). При этом полиметально-вольфрамовые месторождения (в том числе крупное скарновое месторождение Восток-2; Соловьев и Кривощеков, 2011; Soloviev et al., 2017₁) являются наиболее ранними. Они связаны с ранне-позднемеловым монцодиорит-гранодиорит-гранитным комплексом, породы которого обнаруживают признаки связи с глубинными источниками и интенсивного мантийно-корового взаимодействия (Руб и др., 1982; Коваленко и др., 1988; Соловьев, 2008; Гвоздев, 2010). Несколько более поздними являются многочисленные олово-вольфрамовые (касситерит-кварцевые) рудопроявления в связи с позднемеловыми гранодиорит-гранитными интрузиями, развитые преимущественно в центральной части Дальненского свода (фиг. 9). Еще более поздними являются небольшие позднемеловые и палеогеновые габбро-монцонит-сиенит-гранитные интрузивы высококалиевой известково-щелочной и шошонитовой серий, приуроченные к периферии сводовой структуры, с которыми ассоциируют полиметально-оловянные (касситерит-сульфидные) месторождения (Дальнетаежное, Голубое, Зимнее и др.). Присутствуют также существенно оловянные (касситерит-силикатно-сульфидные) месторождения (Тернистое, Лысогорское и др.), связанные с вулканическими постройками андезитового состава. Другие месторождения (Янтарное, Звездное, Ледяное и др.) включают как олово-сульфидные руды (со станнином и касситеритом), так и хлорит-касситеритовые руды, и приурочены к вулканическим постройкам, в которых развиты риолиты, трахириолит-трахиандезиты и базальт-андезиты, и к вулканическим жерловинам, сложенным калиевыми и ультракалиевыми риолитами (Родионов, 2005). Наиболее молодыми являются олово-вольфрам-редкометальные месторождения (Забытое, Тигриное и др.), связанные с литий-фтористыми гранитами, внедрившимися в центральной части сводовой структуры (фиг. 9; Финашин, 1986; Руб и др., 1998; Руб, Руб, 2006; Крылова и др., 2012; Алексеев, 2014).

 

Фиг. 9. Геологическая схема Арминского рудного района (по С.М. Родионову, 2003; В.Г. Гоневчуку, 2005; С.Г. Соловьеву, 2008, с изменениями). 1 – терригенные и вулканогенные отложения меловых и юрских террейнов Сихотэ-Алиня; 2 – палеогеновые габбро-монцонит-сиенитовые интрузии; 3 – позднемеловые-палеогеновые базальты; андезиты и риолиты Восточно-Сихотэ-Алинского вулканического пояса; 4 – ранне- и позднемеловые плутоны гранитоидов; 5 – линейные разломы; 6 – дуговые разломы разнопорядковых концентрических структур – элементов Дальненского сводового поднятия; 7 – полиметально-вольфрамовые месторождения и рудопроявления; 8 – олово-вольфрамовые месторождения; 9 – олово-вольфрам-редкометальные месторождения; 10 – полиметально-оловянные месторождения; 11 – полиметаллические месторождения; 12 – месторождения золота.

 

Во многих рудных районах с месторождениями олова и вольфрама было выявлено ярусное развитие минерализации. Например, для оловорудных районов Приморья (Сихотэ-Алиня) с многоэтапным развитием магматизма была предложена трехъярусная модель строения надинтрузивной зоны (Томсон, 1988), несколько дополненная нами по данным изучения оловорудных районов в этом и других регионах (фиг. 10). В нижнем ярусе расположены интрузивы лейкократовых гранитов с характерной приконтактовой пегматоидной фацией «штокшайдеров», ниже которой находятся измененные (альбитизированные и др.) граниты с вкрапленностью топаза, флюорита и различных ассоциаций рудных минералов, включающих касситерит и сульфиды (сфалерит, арсенопирит, станнин, халькопирит, пирротин и др.). Вероятно, на этом ярусе в альбитизированных редкометальных гранитах могут развиваться вкрапленные Ta-Nb минералы (танталит-колумбит и др.), а также первично-магматические до гидротермальных («грейзеновых») минералы лития (циннвальдит, протолитионит и др., возможно, также сподумен) (Руб и др., 1982; Руб, Руб, 2006; Soloviev et al., 2020₂). На этом же или несколько более высоком ярусе, по-видимому, могут присутствовать и более ранние (чем редкометальные лейкограниты) интрузивы гранитоидов (биотитовых и турмалин-биотитовых гранитов и др.). Средний ярус представлен штокверками кварцевых (иногда – кварц-турмалиновых) прожилков с призальбандовыми слюдами (в том числе Li-слюдами), полевыми шпатами и касситеритом, а также сульфидами (сфалерит, арсенопирит). Эти прожилки наиболее развиты в надинтрузивной зоне интенсивной биотитизации (биотитовых роговиков и др.), но могут проникать и в нижележащие граниты, в том числе в биотитовые и турмалин-биотитовые граниты, в связи с внедрением и кристаллизацией которых этот штокверковый ореол кварц-турмалиновых прожилков был сформирован. Наконец, верхний ярус представлен касситерит-сульфидными жилами, сульфидными жилами со станнином и иными сульфидными жилами, главным образом с (Ag)-Pb-Zn минерализацией. На этом верхнем ярусе могут размещаться различные вулканиты как в форме вулканических жерл и иных аппаратов центрального типа, так и в виде покровных формаций, а также субвулканических даек.

Похожие системы глубинных ярусов минерализации установлены в системе «интрузив-надинтрузивная зона» и в других регионах. В частности, на Иультинском вольфрам-оловянном месторождении установлено три яруса минерализации, с развитием грейзенов в интрузивном куполе на наиболее глубоком ярусе, линейных штокверков в биотитизированных породах интрузивной рамы на среднем ярусе и рудных жил в слабоизмененных породах интрузивной рамы на верхнем ярусе (Глубинное строение …, 1983). Похожим образом для молибден-вольфрамовых месторождений Казахстана было показано развитие нижнего яруса штокверковой и жильной минерализации в гранитных куполах и верхнего яруса штокверковой минерализации в породах интрузивной рамы (Томсон, 1988). Для скарновых месторождений вольфрама предложена интегрированная модель ярусного развития разных типов минерализованных скарнов в зависимости от удаления от интрузивного контакта (Соловьев, 2008; Soloviev et al., 2020₁).

 

Фиг. 10. Схема глубинных ярусов минерализации в оловорудных районах (по И.Н. Томсону, 1988, с изменениями), включающая нижний грейзеновый ярус, средний кварц-касситеритовый ярус и верхний касситерит-сульфидный ярус. 1 – переслаивание песчаников и алевролитов; 2 – зона интенсивной биотитизации («биотититы»); иногда также турмалинизации; 3 – биотитовые и турмалин-биотитовые граниты; 4 – габбро-монцонит-сиенит-трахибазальт-трахиандезит-риолитовый комплекс; 5 – редкометальные литий-фтористые граниты; 6 – ранние кварц-турмалиновые грейзены с касситеритом и вольфрамитом; 7 – кварц-касситеритовые штокверковые зоны (с турмалином; хлоритом и др.); 8 – касситерит-сульфидные жилы и штокверки; 9 – поздние кварц-турмалиновые, кварц-топазовые, кварц-мусковитовые, кварц-флюоритовые грейзены с касситеритом, вольфрамитом, бериллом, Ta-Nb-Li минерализацией.

 

Стадийность и зональность месторождений вольфрама и олова

Значительное внимание в работах О.Д. Левицкого (1939, 1947₁, 1964 и др.) уделено стадийности и зональности месторождений вольфрама и олова. В частности, еще в одной из ранних своих работ, посвященной месторождениям вольфрама Восточного Забайкалья, он подчеркивает распространение на многих изученных месторождениях не только и не столько грейзенов, сколько последующих низкотемпературных минеральных ассоциаций. В этих работах подчеркивается развитие на многих месторождениях послегрейзеновых минеральных ассоциаций кварц-турмалин-хлоритовых метасоматитов, столь характерных, в частности, для касситерит-силикатно-сульфидных и касситерит-сульфидных месторождений. Более того, на многих W- и Sn-месторождениях выделяются еще более поздние гидротермалиты и метасоматиты со светлыми слюдами; в то время когда все гидротермальные ассоциации, включавшие светлые слюды, априори относились к грейзенам, это было, несомненно, весьма важным выводом. Впоследствии многие из таких низкотемпературных минеральных ассоциаций, в том числе на вольфрамовых месторождениях Забайкалья, были отнесены к карбонат-кварц-серицитовым метасоматитам (березитам) (Ходанович, Смирнова, 1991). Это вполне отвечало выводам, полученным в результате парагенетического и физико-химического анализа минеральных ассоциаций околорудных метасоматитов (Омельяненко, 1978; Жариков, 1982), с выделением низкотемпературных парагенезисов карбонат-кварц-серицитовых метасоматитов (березитов), кварц-серицитовых метасоматитов, а также низкотемпературных кварц-турмалиновых метасоматитов и др. Впоследствии такому же пересмотру подверглись и выводы о наличии грейзенов на многих других Sn- и W-месторождениях, в том числе ранее относимых к «скарново-грейзеновому» типу (Соловьев и Кривощеков, 2011; Soloviev et al., 2017).

О.Д. Левицкий и В.И. Смирнов (1959, 1963) выделили два больших класса зональности: стадийную, соответствующую пульсационной зональности С.С. Смирнова, и фациальную, в той или иной мере соответствующую зональности отложения Ю.А. Билибина. При этом они отмечали концентрически-зональное центробежное распределение продуктов различных гидротермальных стадий в оловорудных телах и месторождениях с образованием, в том числе безрудных карбонатных «чехлов» по их периферии; формирование этой минеральной зональности связывалось с развитием трещинных структур на фоне многостадийного минералообразования. Такие представления о симметричной концентрической («чехловой») зональности касситерит-сульфидных тел были затем подтверждены детальными исследованиями месторождений Приморья (Сихотэ-Алиня) – Хрустального, Дубровского (Лифудзинского), Тернистого и др.; при этом было отмечено, что при преобладающей роли структурных условий на зональность в этих месторождениях оказывали влияние и другие факторы (физико-химические, в том числе температурные и др.) (Дубровский, Кигай, 1974). В частности, на Хрустальном месторождении олова была установлена отчетливая смена ранних минеральных ассоциаций поздними в направлении от центра рудных тел к их флангам. Если в центре рудных тел пирротин встречается вместе с кварцем и касситеритом, но количественно подчинен им, то уже в промежуточных зонах начинается преимущественное развитие ранних сульфидов с редкими кварц-касситеритовыми линзами и наложенной полиметаллической минерализацией. В более удаленной фланговой зоне концентрируются сфалерит и галенит, а в самой внешней зоне (безрудной) развиты кварц и кальцит. В рудных телах Дубровского (Лифудзинского) месторождения олова также проявлена всесторонняя концентрическая зональность с формированием минеральных ассоциаций более поздних стадий как в участках развития более ранних, так и шире последних в обе стороны по простиранию, по восстанию и падению жильных рудных тел. В результате этого фланговые части жил и их верхние и нижние окончания сложены минералами поздней кварц-карбонатной или наиболее поздней (аргиллизитовой) стадии (каолинит, диккит, марказит и халцедоновидный кварц) (Дубровский, Кигай, 1974).

Изучение минеральной и рудной зональности на большом числе Sn- и W-месторождений другими авторами выявило и иные, более сложные варианты, связанные, в первую очередь, с совмещением (наложением) разностадийных минеральных образований, с формированием комбинированной стадийной и фациальной зональности (Смирнов, 1960). Такие варианты, в общем случае (и в соответствии с взглядами О.Д. Левицкого) связанные с разрастанием трещинного каркаса минеральных систем разного ранга (от рудных тел до месторождений, рудных полей и рудных районов), определяются различными временными и пространственными соотношениями между сопряженными процессами – рудообразования и образования, подновления, разрастания рудовмещающих трещин (Дубровский, Кигай, 1974). Разные рудные стадии могут отвечать как «прогрессивному» этапу трещинообразования, связанному с внедрением продуктивных интрузий (возможно, интрузий разных фаз), так и «регрессивному» этапу, обусловленному остыванием интрузий и соответствующими контракционно-просадочными процессами в самих интрузивных телах и в породах интрузивной рамы (Осипов, 1974; Старостин, 1988; Макеев и др., 1983; Соловьев, 2008). Как следствие, могут возникать варианты центробежной (при использовании минерализующими флюидами трещинного каркаса, обусловленного внедрением интрузий), так и центростремительной (при развитии трещин в связи с остыванием интрузий) зональности. При этом ранние минеральные и рудные ассоциации могут контролироваться процессами центробежного развития трещин (с формированием «прямой» зональности), тогда как размещение поздних ассоциаций может отражать их центростремительное развитие (с формированием «обратной» зональности); те и другие могут накладываться на еще более ранние ассоциации, местами с частичной переработкой последних (Соловьев, 2008). Вещественная и структурная неоднородность интрузивной рамы, различия положения трещин (вертикальных, пологих) в зависимости от специфики полей тектонических напряжений внедряющегося и остывающего интрузива, вариации структурного положения продуктивных интрузий, а также иные осложняющие факторы (наличие древних разломов и т.п.) могут приводить к еще большему разнообразию вариантов минеральной и рудной зональности, в том числе асимметричной, с тесным соответствием такой зональности общему структурному положению месторождений. Еще большее осложнение разноранговой минеральной и рудной зональности может быть связано с ярусным развитием минерализации (Томсон, 1988).

Минералообразующие флюиды

Заметное место в трудах О.Д. Левицкого уделено вопросам роли коллоидных растворов при образовании оловорудных месторождений (Левицкий, 1955), особенностей состава минералообразующих флюидов на Sn- и W-месторождениях, агрегатного состояния флюидов и их эволюции при многостадийном рудообразовании. При этом он обращал особое внимание на существование колломорфных разновидностей касситерита, которые «бесспорно являются гипогенными и притом ранними образованиями, так как они часто отчетливо рассекаются прожилками, состоящими из наиболее распространенных минералов рудных тел, в том числе и из явнокристаллического касситерита, характерного для обычных гипогенных оловянных руд» (Левицкий, 1953). По мнению О. Д. Левицкого, колломорфные текстуры могли служить свидетельством участия коллоидных растворов в минералообразовании. Он описывает также пространственную ассоциацию явнокристаллических и колломорфных разновидностей касситерита, с частым постепенным переходом одних в другие, что, по его мнению, свидетельствует о сближенном отложении рудного вещества из слабопересыщенных и резкопересыщенных растворов. Кварц в таких рудах местами также присутствует в виде колломорфных образований, в том числе халцедон-кварцевых сферолитов, нередко с концентрическими зонами скрытокристаллического касситерита; эти сферолиты рассечены кварцевыми прожилками с зернистым касситеритом. Последующие работы Н.В. Гореликовой и др. (2019) подтвердили раннее образование колломорфного касситерита и показали его структурно-химическую неоднородность, с присутствием в этих минеральных агрегатах станнатов и гидростаннатов Ca, Fe, Cu, In переменного состава и дальнейшей их перекристаллизацией в касситерит. Надо отметить, однако, что представления о роли коллоидных растворов в минералообразовании подвергались критике; в частности, Э. Реддер (Roedder, 1984) отмечал кристаллическую форму сфалерита в колломорфных сфалеритовых рудах месторождений типа Миссисипи и присутствие в них флюидных включений, содержащих истинные растворы.

Месторождения олова и вольфрама отличаются широким разнообразием состава, физико-химических параметров и агрегатного состояния минералообразующих флюидов, с признаками их непосредственного отделения от кристаллизующейся магмы (Рейф, Бажеев, 1982; Рейф, 1990; Жариков и др., 1992; Audetat et al., 2000; Webster et al., 2004; Бортников и др., 2005, 2019; Смирнов и др., 2014; Soloviev et al., 2020b, 2021). В зависимости от глубины (давления) кристаллизации магмы возможно отделение от нее как высококонцентрированного, так и малосоленого (а также газового) флюида (Becker et al., 2019). Соответственно, последующая эволюция флюидов при формировании рудных месторождений, в том числе месторождений олова и вольфрама, может включать постепенное или скачкообразное изменение как высококонцентрированных флюидов в сторону их разбавления, так и, наоборот, изменение малосоленых водных и газовых флюидов в сторону их концентрирования.

В этом разнообразии высокотемпературных магматогенных флюидов, сосуществующих с магматическим расплавом или отделяющихся от него, и путей их эволюции, вероятно, можно допустить и формирование высокотемпературных коллоидных растворов, в том числе особо обогащенных рудными элементами. Участие металлоносных коллоидных растворов в рудообразовании давно и широко отмечается на разных рудных месторождениях (Чухров, 1955), но особенно часто документируется на низкотемпературных (эпитермальных и др.) месторождениях золота и серебра (Saunders, 1990; Saunders and Schoenly, 1995; Saunders et al., 2010), обычно при температурах от 300–325^оС и ниже. Однако причины, приводящие к появлению (обособлению) коллоидных растворов и обусловливающие их устойчивость в гидротермальных средах, до сих пор остаются неясными. В частности, предложена модель обособления золотоносных коллоидных растворов в результате кипения флюидов, причем часть коллоидного золота не отлагается на уровне кипения, и соответствующий золотоносный коллоидный раствор в виде суспензии транспортируется вместе с восходящими флюидами на менее глубокие уровни (Hannington et al., 2016; Gartman et al., 2018). Коллоидные частицы золота, возможно, «герметизировались» и предохранялись от осаждения путем их соединения с углеводородами (метаном и др.), что могло приводить к дополнительному и весьма значительному обогащению флюида этим металлом (Gartman et al., 2018). Другая модель предполагает образование коллоидных растворов в процессе кристаллизации пересыщенных водно-солевых флюидов, захороненных в замкнутых пространствах, по сути – с расслоением флюида на несмешивающиеся фазы, одной из которых является гелеподобный коллоидный раствор с высокими концентрациями металлов, с колебательной нуклеацией центров кристаллизации малоразмерных частиц, обуславливающих характерную полосчатую («колломорфную») текстуру соответствующих минеральных образований (Чухров, 1955; Филимонова, Трубкин, 2022).

Похожая модель, предусматривающая обособление золотоносных коллоидных растворов в результате кипения флюида, была предложена и для мезотермальных месторождений золота (Herrington and Wilkinson, 1993). При этом предполагается, что присутствие коллоидного кремнезема будет стабилизировать коллоидное золото в гидротермальной суспензии, обеспечивая транспорт этого металла. Вероятно, можно предположить проявление подобных процессов и в отношении других металлов, в том числе олова, при мезотермальных (порядка 350–500^оС) температурах, которые могут отвечать температурам магматического-гидротермального перехода во флюидонасыщенных магмах (Manning, 1981) и ранним стадиям формирования Sn- и W-месторождений. Это согласуется с существованием оловоносных коллоидных растворов при высоких температурах, причем обособление коллоидных растворов, вероятно, включало процессы кипения и фазовой сепарации (несмесимости) флюидов, широко проявленные на Sn- и W-месторождениях. Обращает внимание и распространение на ряде скарновых Sn- и W-месторождений характерных тонкополосчатых текстур высоко- и среднетемпературных минеральных агрегатов с обильным флюоритом, напоминающих «кольца Лизеганга» (Kwak and Askins, 1981; Dobson, 1982; Brown et al., 1984). Для их объяснения привлекается механизм колебательного насыщения флюида/отложения минералов в насыщенной летучими (фтором и др.) среде при диффузионном замещении боковых пород (Kwak and Askins, 1981), с проявлением также осцилляционного редокс-режима, объясняющего контрастные окисленные/восстановленные парагенезисы (Русинов и Жуков, 1994). Экстремальная гетерогенизация кристаллизующихся магматических расплавов, с многими сосуществующими несмесимыми фазами (расплав, флюид, твердые фазы) в форме магматических (до магматогенно-гидротермальных) суспензий, является обычной на заключительных стадиях магматической (флюидно-магматической) дифференциации (Kamenetsky et al., 2002; Kamenetsky and Kamenetsky, 2010).

Исследование природы и химического состава минералообразующих систем, формирующих месторождения олова и вольфрама показали существование, как минимум, двух крайних систем: магматогенно-флюидные минералообразующие системы, в которых преобладал магматический флюид, и высокотемпературные гидротермальные системы, в которых значительная роль принадлежала метеорным флюидам. В частности, были получены свидетельства того, что оловянные и олово-вольфрамовые месторождения Сихотэ-Алиня образовались из флюидов, непосредственно отделившихся при магматической кристаллизации (Аранович и др., 2024; Бортников и др., 2005, 2013, 2019; Крылова и др., 2012; Соколова и др., 2023; Смирнов и др., 2014). В минералообразовании принимали участие контрастные по химическому и фазовому составу флюиды: от рассолов до малоплотных низкоконцентрированных флюидов. Одним из механизмов, обусловивших отложение руд, стала фазовая сепарация флюида на два несмешивающихся флюида, что вызвало сильное пересыщение флюида, появление большого числа зародышей и, как следствие, отложение колломорфных агрегатов касситерита и кварца.

Особое внимание О. Д. Левицкий (1955) обратил на широкое развитие брекчиевых текстур в касситерит-сульфидных (полиметально-оловянных) месторождениях. Их роль пока недостаточно изучена. Однако есть свидетельства того, что брекчии, установленные на Высокогорском месторождении, являются флюидно-магматическими (Бортников и др., 2013), что роднит месторождения этого типа с гипабиссальными (в том числе порфировыми) минералообразующими системами, указывает на роль в этих оловорудных системах высокого флюидного давления и свидетельствует об участии магматического флюида в рудообразовании.

Заключение

Приведенный выше обзор исследований в области металлогении и рудной геологии в контексте положений, ранее выдвинутых О.Д. Левицким, показывает значимость его работ, определивших многие направления исследований месторождений олова и вольфрама. Эти научные направления не потеряли свою актуальность до настоящего времени. Такая актуальность обусловлена тем, что соответствующие научные проблемы не решены до настоящего времени или нуждаются в пересмотре ввиду полученных новых данных.

В частности, заслуживает дальнейшего изучения вопрос о вертикальных (временных) и латеральных (пространственных) рядах родственных металлогенических типов месторождений вольфрама и олова, особенно в контексте ассоциации этих месторождений с месторождениями золота, полиметаллов, золото-медно-порфировыми месторождениями и др. Выше уже отмечалось развитие в единых рудных районах как месторождений олова, связанных с высококалиевыми магматическими комплексами ильменитовой серии (по Ishihara, 1981), так и одновозрастных им золото-медно-порфировых месторождений, связанных с высококалиевыми магматическими комплексами магнетитовой серии (Soloviev et al., 2019; Sillitoe and Lehmann, 2022). Вполне проявлено также сосуществование в единых рудных районах и металлогенических поясах, например, золото-серебряных и оловянных месторождений, золотых и молибден-вольфрамовых месторождений и т.д. Все это связывается с функционированием синхронных и/или последовательных разноглубинных магматических очагов и многофазных интрузий, имеющих как отчетливые признаки связи с мантийными источниками, так и признаки формирования в коровых субстратах под влиянием мантийных магм и флюидов, с развитием соответствующих комплексных магматогенно-рудных систем (Руб и др., 1982; Таусон и др., 1987; Коваленко и др., 1988; Томсон, 1988; Холмогоров и Трунилина, 2006; Соловьев, 2014). Напротив, устанавливается вполне отчетливое пространственное обособление металлогенических провинций и поясов месторождений олова и молибдена (Попов, 1984), что, надо сказать, так и не получило убедительного объяснения ни с позиций особенностей состава глубинных мантийных и коровых субстратов, ни с позиций особенностей различия эволюции продуктивных магматических комплексов. Остаются неясными и причины разнообразия металлогении литий-фтористых гранитов, с которыми могут быть связаны как вольфрам-олово-редкометальные (например, Орловское, Этыкинское и др.), так и вольфрам-молибден-редкометальные (Центральный Казахстан; Щерба и др., 1973, 1988) месторождения.

К настоящему времени уже не идет речи о единственно возможной или даже преимущественной связи Sn- и W-месторождений с кремнекислыми (гранитоидными) магмами. Как отмечено выше, значительная часть месторождений вольфрама и особенно олова связана с более глубинным магматизмом более основного (менее кремнекислого) состава, в том числе монцонитоидными – высококалиевыми (до шошонитовых) (Руб и др., 1982; Холмогоров и Трунилина, 2006; Соловьев, 2014). При этом и само формирование металлоносных гранитоидных магм связывается с лампрофировым (калиевым субщелочным) магматизмом (Soloviev et al., 2017, 2020₁; Song et al., 2023). Сложность выявления связи Sn- и W-месторождений с гранитными интрузиями усугубляется еще и обычным присутствием на них значительной минерализации «негранитофильных» элементов (As, Sb, Zn, Pb, Cu, Bi и др.). То же следует сказать и о проблеме связи с гранитными интрузиями серы, а также углекислоты и метана, столь обычных для гидротермальных флюидов на Sn- и W-месторождениях (Наумов, Шапенко, 1983). Данные компоненты крайне слабо растворяются в гранитных магмах и отделяются от них еще на самых ранних стадиях магматической дифференциации (Lowenstern, 2001). Известные сомнения в связи с гранитными магмами также фтора (Christiansen et al., 1983) затрудняют интерпретацию литий-фтористых гранитов исключительно в качестве продуктов кристаллизационной дифференциации гранитной магмы. Фтор является индикаторным элементом процессов тектономагматической активизации, связанных с деструкцией континентальной коры при мантийном диапиризме на пост-коллизионном и внутриплитном этапах (Щеглов, Говоров, 1985). Не случайно поэтому даже для вольфрам-олово-редкометальных месторождений, наиболее отчетливо ассоциирующих с литий-фтористыми гранитами, рассматриваются магматические источники, связанные с лампрофирами (Баскина, 1988; Руб, Руб, 1991; Seifert, 2010; Stemprok, Seifert, 2011). В тесной связи с проблемой источников вещества оловянных и вольфрамовых (а также молибденовых) месторождений находятся вопросы возможности мантийных источников самих олова, вольфрама и молибдена (Некрасов, 1983; Томсон и др., 1984; Chiaradia, 2003; Audetat, 2010; Pettke et al., 2010).

Вопросы стадийности формирования Sn- и W-месторождений также нельзя признать до конца решенными. Это особенно относится к выделению и классификации гидротермальных стадий в связи с эволюцией многофазных магматических интрузий. Речь здесь может идти как об отчетливой связи конкретных гидротермальных стадий с определенными интрузиями в их многофазной последовательности (Кигай, 1966; Косалс, Колонин, 1983), так и об относительной «независимости» развития магматического и гидротермального процессов (Соловьев, 2008). Последнее может быть интерпретировано в пользу связи гидротермальных флюидов с более глубоким кристаллизующимся магматическим телом (или магматическим очагом, в том числе, возможно, мантийным) и, в целом, в пользу «трансмагматической» природы этих флюидов (Коржинский и др., 1987; Зотов, 1989). Что касается известной концепции накопления рудных металлов в продуктах заключительных фаз магматической дифференциации, следует отметить также и варианты «сброса» их концентраций в наиболее поздних гранитных фазах, связанного, вероятно, с переходом данных металлов в магматогенно-гидротермальный флюид (Соловьев, 2008). Разумеется, заслуживает внимания классификация гидротермально-метасоматических образований, с обоснованием их унифицированной систематики, близкой наиболее разработанной в настоящее время систематике гидротермально-метасоматических образований медно-порфировых месторождений (Sillitoe, 2010). В связи с этим отметим упомянутую выше принадлежность многих метасоматитов со светлыми слюдами, развитых на Sn- и W-месторождениях, к группе филлизитовых (кварц-серицитовых) и карбонат-филлизитовых (березитовых) метасоматитов. Возможную принадлежность турмалин-кварц-хлоритовых метасоматитов, столь характерных для многих месторождений олова, к разновидностям пропилитов отмечала еще Е.А. Радкевич (1971). Пропилитовые (кварц-амфиболовые, кварц-амфибол-хлоритовые и др.) метасоматиты широко распространены и на месторождениях вольфрама (Соловьев, 2008; Soloviev et al., 2017, 2020₁, 2021 и др.).

В целом приведенный обзор состояния исследований в области металлогении Sn- и W-месторождений, выполненный в контексте теоретического наследия О.Д. Левицкого и его последующего развития, показывает историческую преемственность данных исследований и позволяет наметить возможные направления дальнейших работ.

About the authors

S. G. Soloviev

Institute of Geology of Ore Deposits, Petrography, Mineralogy and Geochemistry (IGEM)

Author for correspondence.
Email: serguei07@mail.ru
Russian Federation, Moscow

N. S. Bortnikov

Institute of Geology of Ore Deposits, Petrography, Mineralogy and Geochemistry (IGEM)

Email: serguei07@mail.ru
Russian Federation, Moscow

Supplementary files