О металлогении тихоокеанских вулканических поясов

Полный текст

ВВЕДЕНИЕ

Вулканизм сопровождается мощной гидротермальной деятельностью с мобилизацией и концентрацией химических элементов пород и руд на самых различных глубинах земной коры. Современные, мезозойские, палеозойские и еще более древние ТВП богаты не только благородными, цветными, но и редкими металлами и РЗЭ, разнообразными драгоценными и поделочными цветными камнями, другими ценными полезными ископаемыми.

Вулканогенные месторождения, как объекты исследований, обладают важными особенностями. Они обнаруживают определенные аналогии с продуктами современной гидротермальной деятельности, что способствует широкому использованию метода актуализма при познании природы оруденения; распространенный близповерхностный характер рудоотложения позволяет сравнительно легко представить модель рудного процесса, исследовать взаимоотношения эндогенных и экзогенных факторов развития.

Вместе с тем, совершенно очевидно также, что современные наблюдения не отражают всего многообразия тектонического положения, строения и объемов изверженного вещества и гидротермальных образований в пределах вулканических областей прошлых геологических эпох. Но метод актуализма позволяет избавиться от некоторых эмпирических иллюзий (например, рудная специализация гранитоидных магм), осмыслить особенности действующих гидротермальных систем, увидеть некоторые аналогии в минералообразовании или их отсутствие. Иными словами, сравнительные исследования современного вулканизма и палеовулканогенных процессов систематически стимулируют развитие геологических реконструкций прошлого. Новое дыхание метод актуализма получил с развитием рудноформационного и геоинформационного анализа (ГИС).

Таким образом, проблемы рудоносности вулканогенных поясов можно рассматривать на принципиально новом фактическом материале и на основе существенно изменившейся методологии, разработанной в значительной мере отечественными учеными. Запоздавшие у  нас идеи мобилизма почти не потребовали изменений в сложившихся представлениях о мезо-кайнозойских ТВП, сформировавшихся преимущественно как постаккреционные образования. Основная часть нового фактического материала, позволившая существенно расширить представления о металлогении ТВП, получена в последние десятилетия прошлого и в начале этого столетия.

Определения металлогенических и рудноформационных терминов в статье приводятся по работе [Сидоров и др., 2011а] и Российскому металлогеническому словарю [2003]. В ходе работы над статьей был подготовлен ГИС проект, включающий картографический материал и базу данных по отечественным и зарубежным месторождениям ТВП.

О ГЛОБАЛЬНОЙ МЕТАЛЛОГЕНИЧЕСКОЙ ЗОНАЛЬНОСТИ ТИХООКЕАНСКОГО РУДНОГО ПОЯСА

Тихоокеанский рудный пояс (ТРП) огромным кольцом охватывает активные континентальные окраины вокруг одноименного океана (рис. 1). В геологическом строении ТРП участвуют громадные объемы (млн км3) изверженных вулканических и интрузивных магматических пород. Протяженность внешней границы свыше 56 тыс. км, а ширина варьирует от нескольких сот до тысяч км. В составе пояса традиционно выделяются: Азиатский, Австралийский, Североамериканский, Южноамериканский и Антарктический сегменты. Хотя в пределах последнего установлены только несколько рудопроявлений доступных для изучения, а большая его часть перекрыта ледниками. Практически вся территория Дальневосточного Федерального округа России и Забайкальского края находится в пределах Северо-Западной части Азиатского сегмента Тихоокеанского рудного пояса (рис. 2).

 

Рис. 1. Распространение металлических месторождений в Тихоокеанском рудном поясе, по данным ГИС-анализа на картах: температуры коры на глубине 60 км (а) и плотности верхней мантии (б).

1 – границы Тихоокеанского рудного пояса; 2–6 – месторождения: 2 – золоторудные в терригенных толщах, 3 – золотосеребряные эпитермальные, 4 – медно-молибден-порфировые золотосодержащие, 5 – оловорудные, 6 – редкометалльные; 7, 8 – геофизические свойства верхней мантии, проект CRUST 2.0 [Laske et al., 2000]: 7 – плотность (г/см3), 8 – температура (оС).

 

Рис. 2. Распространение рудных металлических месторождений в Северо-Западном (российском) секторе Тихоокеанского рудного пояса, по данным ГИС-анализа. Субъекты Дальневосточного Федерального округа показаны разными цветами.

 

Схематические карты (см. рис. 1а, 1б), составленные на основе ГИС, наглядно показывают, что ТВП находятся над областями верхней мантии с относительно низкой плотностью, которые характеризуются также повышенным термальным режимом [Tenzer et al., 2012; Cammarano et al., 2017]. Главные особенности неоднородной плотности верхней мантии обусловлены взаимодействием плит на фоне глобальной мантийной тепловой и вещественной конвекции [Tenzer et al., 2012]. Наиболее ярко связь гравитации и плотности присущи веществу океанической коры, где гравитационные аномалии пространственно прямо коррелируют с плотностью вмещающих пород; вместе с тем, по данным сейсмотомографии, их контрастность ослабевает с увеличением глубины поверхности Мохо [Tenzer et al., 2012].

Таким образом, дискутируемые границы Тихоокеанского рудного пояса и его металлогеническая однородность получили дополнительное обоснование в термальной и плотностной модели окраиноморской литосферы (см. рис. 1).

Наиболее представительные вулканические пояса планеты характерны для Тихоокеанского кольца, или Тихоокеанского рудного пояса по С.С. Смирнову [1946]. Вулканогенные эпитермальные месторождения, типичные для всего пояса, С.С. Смирнов рассматривал в качестве важного доказательства глубинного (нижнекорового, подкорового) характера рудогенерирующих очагов и самого пояса. Однако дальнейшие исследования [Сидоров, Волков, 2004; Сидоров и др., 2011б] показали, что весьма убедительное сходство эпитермальных руд в различных регионах Тихоокеанского пояса обусловлено вовсе не однородностью глубинного (подкорового) флюида, а всего лишь близкими физико-химическими условиями отложения руд в близповерхностной обстановке.

Работа С.С. Смирнова [1946] “О Тихоокеанском рудном поясе” – выдающееся обобщение металлогенических знаний сороковых годов, значение которого сохраняется. Ее автор – один из самых ярких основателей металлогенической школы российских геологов. Идеи новой глобальной тектоники в определенной мере ассимилировали результаты исследований этой школы [Геодинамика ..., 2006]. Однако элементы глобальной металлогенической однородности пояса оказалось непросто объяснить с позиций террейновой концепции. Воспринимая последнюю с методологических позиций структурно-формационных зон, ниже мы предлагаем объяснение этих элементов, привлекая рудноформационный анализ [Сидоров и др., 2011а].

Для Тихоокеанского рудного пояса характерна окраинноморская, переходная от континентальной к океанической литосфера [Сидоров и др., 2018]. Металлогеническая модель, которой заключается в сложном сочетании реювенированного оруденения докембрийского фундамента террейнов разного типа, сульфидизированных зон верхоянского (Pz-J) осадочного комплекса и постмагматических образований в аккреционных (J-K1) и постаккреционных структурах (K1-Cz) [Сидоров, Волков, 2015]. Важнейшая особенность окраиноморской литосферы – остаточные кратонные террейны (типа Охотского и Омолонского на Северо-Востоке России) и обилие погруженных микрократонов [Сидоров и др., 2010]. К их ограничениям и секущим зонам тектоно-магматической активизации приурочены крупнейшие рудные месторождения [Сидоров и др., 2013].

Тектоническую специфику и глобальную металлогеническую зональность Тихоокеанского пояса во многом определяют островодужные и окраинноконтинентальные (краевые) вулканические пояса (рис. 3). Многочисленные островодужные террейны прошлых геологических эпох, включающие вулканические пояса, устанавливаются в структурах Канадских Кордильер (ранний палеозой – мезозой), Северо-Востока и Дальнего Востока России (поздний палеозой – поздний мезозой) и Южной Америки (мезозой – ранний кайнозой). Позднекайнозойскими и современными аналогами островодужных террейнов на различных этапах их развития являются вулканические дуги – Северо-Восточного Хонсю, Идзу-Бонино-Марианская, Тонго-Кермадекская, Курило-Камчатская, Алеутская и другие [Белый, 1985].

 

Рис. 3. Размещение рудноформационных рядов (рудных комплексов) и различных минеральных типов Au-Ag эпитермальных месторождений в Тихоокеанском рудном поясе.

1 – окраинно-материковые (краевые) вулканогенные пояса; 2, 3 – вулканические ареалы зон кайнозойского рифтогенеза с широким распространением: 2 – игнимбритов кислого состава, 3 – субщелочных и щелочных базальтов; 4, 5 – платобазальты трапповой формации (4 –  юрской, 5 – неогеновой); 6–10 – ареалы и зоны вулканотектонической активизации неустановленного типа, сложенные: 6 – кайнозойскими толеитовыми, субщелочными и щелочными базальтами, 7 – преимущественно поздне-кайнозойскими щелочными базальтами, 8, 9 – преимущественно вулканитами известково-щелочной серии (8 – палеозойскими и мезозойскими, 9 – кайнозойскими), 10 – продуктами современного андезитового вулканизма (а – Каскадных гор, б – Транс-Мексиканская); 11 – глубоководные желоба; 12–16 – линии преимущественного размещения различных рудных комплексов (рудноформационных рядов): 12 – Au-сульфидный (Au-Sf) и Cu-Mo-порфирового комплексы (Au-Cu), 13 – Au(Ag)-сульфидный (Au-Ag-Sf) и Sn-Ag-порфировый (Ag-Sn), 14 – сульфидный нерасчлененный (Sf), 15 – колчеданный (Pb-Zn-Cu), 16 – базитовые (ультрабазитовые) Cu-сульфидные комплексы (Au-Cu-Te) с месторождениями золото-теллуридного типа; 17 – Au-Ag эпитермальные месторождения.

Краевые вулканические пояса: О – Охотско-Чукотский. С – Сихотэ-Алинский, X – Хонсю-Корейский, К – Восточно-Китайский, Ч – Чилийско-Перуанский, Э – Эквадорский, М – Мексиканский.

Ареалы вулканизма (цифры на карте): 1 – Кедонский (девон), 2 – Южно-Аргентинский (юра), 3 – Хинганский (юра-неоком), 4 – Тасманский, 5 – Калифорнийско-Колубмийский, 6 – Патогонский, 7 – Сунгарийский, 8 – Восточно-Австралийский, 9 – Ново-Зеландский.

 

Доаккреционные этапы развития островодужных террейнов характеризовались накоплением толщ высокоглиноземистых базальтов, андезито-базальтов, андезитов и их туфов, а также вулканомиктовых отложений и осадочных толщ формации “зеленых туфов” (андезитовые геосинклинали или эвлиминары, по В.Ф. Белому [1998]). В коллизионные и аккреционные этапы формируются молассоидные образования, кислые вулканиты и вулканоплутонические ассоциации. В пределах островодужных террейнов сосредоточена значительная часть Cu-Mo-порфировых месторождений и большая часть колчеданно-полиметаллических месторождений, связанных с формацией “зеленых туфов”.

В таблице 1 дана сравнительная характеристика Тайгоносской (Северо-Восток России) и Арауканской (Чилийские Анды) островодужных террейновых систем, аккретированных соответственно в послеготеривское-предальбское время и в палеогене. На примере этих систем и современных островных дуг хорошо видны элементы асимметрии развития тихоокеанских окраин.

 

Таблица 1. Сравнительная характеристика Тайгоносской и Арауканской островодужных террейновых систем ([Белый, 1998] с дополнениями)

Системы	Тайгоносская	Арауканская
Размеры	Протяженность – 2000 км, ширина – 50–120 км	Протяженность – 2500 км, ширина – 150–200 км
Толщи, сформировавшиеся в условиях вулканических архипелагов	Tnor–Jkim – высокоглиноземистые базальты, андезито-базальты, андезиты, дациты, 4000–7000 м; J–Khau – андезито-базальты, андезиты, базальты, игнимбриты риолитового и дацитового состава, 3500–7000 м	J–Joxf  – высокоглиноземистые андезито-базальты, базальты, андезиты, дациты, риолиты, 7000 м; Jkim–K – андезито-базальты, андезиты, латиты, игнимбриты дацитового, трахи-дацитового, риолитового состава, 8000–13000 м
Коллизионные и аккреционные образования	Jbth–Kalb – внедрение гранитоидов, поднятие, размыв, образование впадин, заполненных молассой,  2000–3000 м	K–Pg – андезиты, андезито-базальты, трахиандезиты, латиты, игнимбриты дацито-вого и риолитового состава, континентальная моласса 6000–8000 м, мощный гранитоидный магматизм
Определяющие рудноформационные ряды	Cu-Mo-порфировый и колчеданный (с Au-Ag и Sb-Нg эпитермальными месторождениями)	Сu-порфировый и колчеданный (с полиметаллическими Au-Ag и Sb месторождениями)

 

Возникновение краевых вулканических поясов связано с позднемезозойским и кайнозойским этапами развития Тихоокеанского рудного пояса [Сидоров и др., 2018]. Эти вулканогенные пояса нередко наложены на островодужные, кратонные и другие террейны пассивных континентальных окраин. Важнейшие рудноформационные ряды фанерозойских провинций ТРП охарактеризованы в таблице 2 (см. также рис. 3). Многие из них – отчетливо унаследованы от древних кратонных рудных формаций (праформаций) [Сидоров, Волков, 2015], другие – могут быть отнесены к новообразованным рядам рудных формаций. Однако унаследованные и новообразованные ряды в качественном отношении подобны, что связано с близкими физико-химическими условиями развития вулканогенных (вулканогенно-плутоногенных) месторождений. Именно специфика оруденения, распространенного в островодужных и окраинноконтинентальных вулканических поясах и их перивулканических зонах позволяет говорить о Тихоокеанском рудном поясе как особой глобальной по С.С. Смирнову [1946] металлогенической структуре.

 

Таблица 2. Рудноформационные ряды (рудные комплексы) Тихоокеанских фанерозойских провинций

Базовая группа месторождений	Сателлитные группы месторождений	Условия развития           рудных комплексов	Примеры регионов
Хромитовая	Титановая, платинометалльная (акцессорная), золото-теллуридная, золото-альбит-анальцимовая ртутная	Сингенетичные базит- ультрабазиты, эпигенети-ческие гидротермальные	Новая Каледония, Калифорния, Аляска, Корякия
Медно-никелевая	Золото-серебро (+ МПГ) медно-порфировая золото-серебро-теллуридная, ртутная	Сингенетичные придонным частям ультрабазитовых и базитовых интрузий, эпигенетические гидротермальные	Кордильеры (юго-запад Канады), Центральная Камчатка
Медно-порфировая	Молибден-порфировая, золото-порфировая, полиметаллическая сульфидная, золото-серебряная, сурьмяная, ртутная	Вулканогенно-плутоноген-ные гидротермальные, в т.ч. островодужные	Внутренняя часть Тихоокеанского рудного пояса
Олово-порфировая	Оловянные (касси-терит-силикатно-сульфидная и др.) золото-порфировая, олово-вольфрамовая, олово-серебряная, золото-серебряная, сурьмяная	Вулканогенно-плутоно-генные гидротермальные аккреционных и пост-аккреционных этапов	Внешние и перивул-канические зоны Восточно-Азиатских вулканогенных поясов
Сульфидная вкрапленных руд	Золото-сульфидная вкрапленных руд, золото-порфировая золото-кварцевая, золото-серебряная олово-вольфрамовая, олово-полиметаллическая, олово-серебряная, сурьмяная, ртутная	Гидротермально-осадочные и эпигенетические гидротермальные	Перивулканические зоны Восточно-Азиатских вулкано-генных поясов
Колчеданная и стратиформная сульфидная	Медная, полиметаллическая медно-порфировая, золото-порфировая, золото-кварц-сульфидная, пятиэлементная, золото-серебряная, ртутная	Субмаринные гидротермаль-но-осадочные и эпигенети-ческие гидротермальные (вулканогенные, плутоно-генные, метаморфогенные)	Провинция “Зеленых туфов” (Япония), Аляска, Мексика

 

Есть основания полагать, что ТВП начали развиваться, по крайней мере, с палеозоя (Канадские Кордильеры, Омолонский массив, Северо-Восток России) и к концу мезозоя приобрели отчетливую глобальную выразительность в связи с развитием островодужных террейнов Южной Америки [Белый, 1985, 1998]. В кайнозое островные вулканические дуги получили еще большее распространение в Тихоокеанском поясе. Позднемезозойский этап формирования ознаменовался заложением и развитием краевых вулканических поясов, которые с этого времени сосуществовали с островодужными поясами разного возраста и нередко перекрывали последние. В этот период обнаруживается нарастание элементов глобальной металлогенической однородности Тихоокеанского рудного пояса, которые связаны, прежде всего, с развитием порфировых, сульфидных (вкрапленных руд) и колчеданных (полиметаллических) рядов рудных формаций, а также с хромитовыми, Cu-Ni и платинометалльными рядами офиолитовых террейнов, океанических рифтов и островодужных образований (см. табл. 2).

Различные базовые рудные формации сопровождаются однотипными жильными рудными формациями: золото-серебряными, полиметалллическими, олово-серебро-полиметаллическими, сурьмяными, ртутными (см. табл. 2). Именно эти генетически разнородные, но подобные и даже конвергентные месторождения и рудопроявления объединяются в единые металлогенические зоны, образующие Тихоокеанский рудный пояс (см. рис. 1, рис. 3).

При выделении внутренней (“Cu”) и внешней (“Sn-W”) зон Тихоокеанского пояса С.С. Смирнов [1946] подчеркивал, что в целом очертания последнего прекрасно фиксируются бонанцевыми Au-Ag месторождениями, тесно ассоциированными в пространстве и во времени с третичными вулканитами. Позднее выяснилось, что эти месторождения в ТРП связаны также с позднемезозойскими (Охотско-Чукотский и Восточно-Сихоте-Алинский вулканогенные пояса), палеозойскими (в чехле Омолонского кратона) и даже более древними вулканитами [Сидоров и др., 2011б]. Однако весьма солидные данные по исследованию соотношений стабильных изотопов водорода и кислорода в эпитермальных рудах однозначно свидетельствуют о метеорной природе рудоносных гидротерм [Уайт, 1977 и др.].

Нами неоднократно была показана зависимость минерального типа Au-Ag эпитермальных месторождений от типа рудного комплекса (рудноформационного ряда) и, прежде всего, от вещественного состава руд базовой рудной формации [Сидоров и др., 2011а; Волков и др., 2014]. Значительные Au-Ag эпитермальные месторождения входят в Cu-Mo-порфировый рудный комплекс. Это согласуется с тем, что медно-порфировые месторождения характеризуются нередко крупными запасами золота и серебра в рудах. Более того, отношения Ag/Au в порфировых рудах и в Au-Ag эпитермальных месторождениях-сателлитах обычно близки.

В Sn-Ag-порфировых комплексах Au-Ag эпитермальные месторождения-сателлиты характеризуются существенно серебряными рудами, что также согласуется с высоко серебристыми рудами олово-порфировых месторождений.

Au-Ag эпитермальные месторождения-сателлиты базит-ультрабазитовых рудных комплексов характеризуются Au-Te и Au-пиритовыми рудами. Для них характерны низкие Ag/Au отношения.

Размещение Au-Ag эпитермальных месторождений различных минеральных типов показывает их четкую зависимость от состава рудного комплекса и, в особенности, от базовых рудных формаций. Эта зависимость будет еще более очевидной, если при выделении минеральных типов эпитермальных Au-Ag месторождений учитывать не только золотые и серебряные парагенезисы, но и сопутствующие непродуктивные минеральные ассоциации.

В краевых вулканических поясах внутренние зоны наложены на террейны самых различных типов (кратонных, пассивных континентальных окраин, островодужных, океанической коры и др.), поэтому разнообразие минеральных типов Au-Ag эпитермальных месторождений здесь максимальное. Различные ареалы вулканизма (от девонских на Омолонском кратоне до позднекайнозойских Новозеландских) также сопровождаются проявлениями эпитермального оруденения. Унаследованный характер этого оруденения находит многочисленные подтверждения (от Fe-кварцитового и Au-сульфидного на Омолоне до базит-ультрабазитового в Новой Зеландии).

На Северо-Востоке России внешняя зона Охотско-Чукотского вулканического пояса (ОЧВП) наложена на структуры террейнов пассивной континентальной окраины, на вулканические дуги и на кратоны и микрократоны (Сидоров и др., 2009). Граница внешней зоны нечеткая, расплывчатая и проводится в значительной мере условно, осложняясь поперечными перивулканическими структурами тектономагматической активизации, связанной с развитием ОЧВП. Состав вулканоплутонических комплексов существенно меняется по простиранию внешней зоны и отражает особенности состава ее фундамента. Изученность металлогении внешней – на порядок выше изученности внутренней зоны ОЧВП. Во внешней зоне находятся практически все известные к настоящему времени Au-Ag рудные районы [Сидоров и др., 2011в].

Металлогения внешней зоны более разнообразна здесь широко развиты полихронные Fe-кварцитовые ряды (кратонные и микрократонные террейны), сульфидных вкрапленных руд (арсенопиритовых и пиритовых или пирротиновых), а так же монохронные Sn-Ag- и Au-порфировые рудноформационные ряды, с которыми также связано большое количество Au-Ag (в т.ч. существенно Ag – Дукатского типа), полиметаллических, Sb и Hg месторождений. Элементы конвергентности (подобия) состава этих рядов обусловлены близкими физико-химическими условиями формирования порфировых и эпитермальных месторождений. Базовые формации, напротив, демонстрируют генетическое разнообразие оруденения (см. табл. 2), что подтверждается также близкими отношениями изотопов Pb в рудах различных минеральных типов одного района и разными отношениями этих изотопов в рудах однотипных месторождений разных районов [Сидоров, Волков, 2004].

Выполненный пространственно-статистический анализ имеющейся базы данных показал, что месторождения краевых ТВП отличаются более высокими содержаниями Ag и, следовательно, характеризуются более высокими Ag/Au отношениями, чем месторождения островных вулканических дуг. Полученные значения Ag/Au по месторождениям ТВП подтверждают положение [Titley, 1991] о том, что металлогеническая специализация рудных районов фундаментально связана с вмещающей средой, в которой эти руды образовались. Кроме того, распределение Ag/Au отношений в пределах ТВП (рис. 4) в целом совпадают с опубликованными ранее результатами [Волков и др., 2013]. В северо-западном сегменте Тихоокеанского пояса преобладает Au-Ag специализация эпитермальных месторождений, также как в вулканических поясах Северной и Южной Америке. Вместе с тем, месторождения островных дуг Северо-Востока Азии, Океании и Австралии – намного более золотые [Волков и др., 2013]. Этот вывод косвенно подтверждает высокую оценку перспективности Дальневосточного региона на открытие новых эпитермальных вулканогенных месторождений ничем не уступающих ни количественно, ни качественно Северо- и Южноамериканским аналогам.

 

Рис. 4. Ag/Au отношения в рудах месторождений ТРП, по данным ГИС анализа.

 

Таким образом, истинная зональность оруденения в ТВП определяется главным образом тем, что колчеданные и медно-порфировые ряды рудных формаций развиты преимущественно в пределах островодужных террейнов и внутренних (по отношению к океану) частях окраинно-континентальных вулканогенных поясов, которые обычно развиваются на островодужных террейнах. Однако в ряде случаев появляются также убедительные сведения о металлогенической унаследованности кайнозойского островодужного оруденения (Au-Ag-Sn-W) от докембрийского фундамента [Milesi et al., 1994]. И в этих случаях наблюдаются очевидные нарушения металлогенической однородности внутренних зон ТВП.

Рассмотренная выше, концепция глобальной металлогенической зональности Тихоокеанского рудного пояса хорошо подтверждается сопоставлением опубликованных материалов по металлогении вулканических поясов североамериканских Кордильер и южноамериканских Анд и Северо-Востока России [Волков и др., 2014], а также сравнительным анализом Ag/Au отношений в рудах месторождений различных формационных типов в ТРП (см. рис. 4).

МЕДНО-ПОРФИРОВЫЕ МЕСТОРОЖДЕНИЯ И ЗАЛЕЖИ ТИПА “КУРОКО”

На первый взгляд между медно-порфировыми рудами и пластовыми образованиями куроко мало общего, хотя полиметаллические сульфидные (Pb, Zn, Cu, Ag) руды зоны “куроко” близки халькопирит-галенит-сфалеритовым ассоциациям, а залежи “око” (Cu, Fe) халькопиритовым ассоциациям медно-порфировых месторождений; а зоны “кейко” близки штокверкоым порфировым рудам. Риолитовые и дацитовые купола в основании и рядом с залежами руд типа Куроко свидетельствуют об их близости к порфировым интрузиям. Разумеется, все эти сопоставления относительны, так как медно-порфировые руды более высокотемпературные и формируются в пределах как краевых, так и островодужных вулканогенных поясов, а месторождения “куроко” только в субмаринных условиях островных дуг. Различий в рудах этих месторождений можно найти почти столько же, как и сходств. Но эти различия объясняются главным образом условиям среды отложения руд (континентальной и субмариной). Что касается сходства стадийных минеральных ассоциаций, то так называемые “жильные Куроко”, формирующиеся как типичные континентальные эпитермальные месторождения (в условиях суши), почти аналогичны низкотемпературным околопорфировым жилам. Вместе с тем, В.С. Попов [1977] указывал на связь между медно-порфировыми и колчеданными месторождениями Южного Урала и ряда других провинций. Более того, в орогенных вулканических поясах Коунрадского района (Центральный Казахстан), района Золотой треугольник Канады и медного пояса Аризоны выявлены близкие возрастные связи между колчеданным и медно-порфировым типом оруденением.

Более того, в пределах краевых вулканических поясов наряду с порфировыми месторождениями на участках субмаринного вулканизма (во впадинах) нередко отлагаются руды типа “куроко”; в островодужных зонах – на участках наземного вулканизма развиваются медно-порфировые месторождения. Это родство порфировых месторождений и руд “куроко” очевидна даже в обще-металлогеническом плане. Иными словами, есть основания предположить, что медно-порфировые месторождения и руды “куроко” имеют родственные источники главных рудных элементов.

Основная часть внутренней зоны ОЧВП – Удско-Мургальский островодужный пояс, как и Уяндино-Ясаченский и Олойский пояса, подобны по геологическому строению не только Японской провинции зеленых туфов, но и другим Тихоокеанским вулканическим поясам островодужного типа и, следовательно, в их пределах высока вероятность выявления всего разнообразия месторождений колчеданного рудноформационного ряда. Здесь также возможно выявление рудных районов, таких как Золотой треугольник Британской Колумбии, где совмещены разновозрастные месторождения порфиров-эпитермальной минералообразующей системы и типа Куроко [Волков и др., 2014].

Сведения (во многом отрывочные) о геологическом строении островодужных вулканоплутонических поясов Северо-Востока России, претерпевших интенсивные процессы акрреции и коллизии, как и их североамериканские аналоги, позволяют рассчитывать на открытие в них колчеданных месторождений, обогащенных драгоценными металлами, таких как Грин Крик или Ескай Крик [Волков и др., 2014]. Особенно перспективны на выявление подобных месторождений зоны ТМА, наложенные на островодужные пояса.

Например, в Тамватней-Майницком островодужном террейне (Корякское нагорье), субширотно-вытянутом почти на 300 км (рис. 5), нижний этаж сложен серпентинитовым меланжем, сопровождающимся Cr-Pt минерализацией, а верхний этаж представлен терригенно-вулканогенной толщей островодужного юрско-раннемелового вулканического пояса с перспективными колчеданно-полиметаллическими проявлениями типа Куроко (Угрюмое и др.), связанными с островодужными натриево-щелочными базальтами [Сафонов и др, 1988; Шпикерман, 1998; Евдокимов, 2014] и проявлениями марганца браунит-гаусманит-родонитового типа. Об этих проявлениях имеются весьма ограниченные сведения, полученные в результате геолого-съемочных работ 1:200000 масштаба. По материалам этих работ [Опарин, Сушенцов, 1988] месторождение Угрюмое представлено массивными сульфидными рудами с высокими концентрациями меди, свинца, цинка и сопутствующего золота окремненных породах в трех зонах протяженностью 800, 3000 и 1800 м, шириной 50, 150 и 50 м, соответственно. Массивные сульфидные залежи состоят из пирита и халькопирита и приурочены к переслаивающимся базальтам, риолитам, туфам и кремнистым туфоалевролитам лазовской толщи геттангского и синемюрского возраста. Предварительная оценка показала содержания в рудных штуфах: Au – до 90 г/т, Cu – 0.3–6.5%, Pb – 0.4–6.86%, Zn – 0.6–2.0%. В аллювии ручьев, дренирующих район, устанавливаются многочисленные обломки медно-колчеданных руд. Медно-колчеданные проявления отмечаются и в других районах Тамватней-Майницкого террейна. По прогнозной оценке (1990 г.) только Угрюмовский потенциальный рудный район этой зоны оценивался по категории Р3 в 10000 т серебра в колчеданных проявлениях.

 

Рис. 5. Размещение золоторудных и золотосодержащих месторождений Чукотки.

1–5 – месторождения: 1 – золоторудные в терригенных толщах, 2 – золото-серебряные (эпитермальные), 3 – порфировые медно-молибденовые, 4 – медно-колчеданные, 5 –полиметаллические жильные; 6 – вулканогенные комплексы ОЧВП; 7 – Майницкая зона, потенциально перспективная на выявление колчеданных месторождений типа Куроко; 8 – поверхность Мохо (км) [проект GOCE, Bouman et al., 2015].

 

Таким образом, в пределах колчеданных рудноформационных рядов сконцентрировано все многообразие месторождений цветных и благородных металлов. Вещественный состав руд колчеданных залежей обычно хорошо коррелирует с минеральными ассоциациями этих преимущественно жильных месторождений-сателлитов. Последние, нередко близки или даже конвергентны по составу месторождениям от порфировых до эпитермальных других рудноформационных рядов.

РЕГЕНЕРИРОВАННЫЕ И РЕЮВЕНИРОВАННЫЕ ВУЛКАНОГЕННЫЕ МЕСТОРОЖДЕНИЯ

Регенерированные месторождения и не только эпитермальные распространены в природе достаточно широко, что было показано еще Г. Шнейдерхёном и другими авторами [Рудные ..., 1957]. Более того, развивая идею регенерации месторождений, Г. Шнейдерхён [1957] предложил концепцию рудоносных и нерудоносных эпох в истории Земли, встреченную мировой геологической общественностью весьма прохладно. Впрочем, как и саму идею регенерированных месторождений.

Г. Шнейдерхёном [1957] было установлено, что регенерированные месторождения почти всегда отличаются слабым развитием рудных парагенезисов. Однако слабая изученность этих, разновидностей (в сущности квазиэпитермальных) связана именно с тем, что они обычно не представляли промышленного интереса. Впрочем, иногда их рассматривают в качестве признака крупных более глубинных месторождений (колчеданных, порфировых, сульфидно-вкрапленных и др.).

Наиболее четко и наглядно регенерированные эпитермальные рудопроявления были установлены на крупнейшем золоторудном месторождении Хомстейк. Это докембрийское месторождение до середины прошлого века из-за незначительных проявлений в нем регенерированных эпитермальных руд, характеризовалось как эоценовое [Обручев, 1934]. Позднее на основе изучения изотопов свинца в рудах это заблуждение было ликвидировано и показана незначительная роль эпитермальных золотосеребряных руд в эоценовых жилах, секущих докембрийские золото-сульфидные залежи [Рай и др., 1977]. По данным изотопии свинца возраст оруденения Хоумстейк – от 1600 до 1800 млн лет, соответствует таковому регионального метаморфизма, установленного в районе [Рай и др., 1977].

Следовательно, все многочисленные эпитермальные рудопроявления, не имеющие послерудного базальтоидного магматизма, следует рассматривать в качестве “потенциальных” проявлений регенерированных руд при процессах самых разнообразной близповерхностной гидротермальной деятельности и, даже включая обычную циркуляцию подземных вод. Роль этих проявлений важна в качестве поисковых критериев более глубинных рудных месторождений разного возраста (в т.ч. докембрийских), особенно типа Хомстейк, Карлин, а также Cu-порфировых и колчеданных. По этой причине тщательное изучение регенерированных квазиэпитермальных проявлений имеет вполне определенный смысл. – Их состав содержит информацию о глубинной рудоносности и даже об источниках минерального вещества.

Нередко вулканогенные руды реювенированы более поздними плутоногенными гидротермами [Гончаров, Сидоров, 1999] и обычно, таким образом, обогащены ими (табл. 3). И это сравнительно легко распознается, так как ранние вулканогенные парагенезисы низкотемпературные (не выше 200°–300°С), а поздние (плутоногенные) – более высокотемпературные (до 400°С и выше). Реювенированные вулкано-плутонические месторождения (см. табл. 3), характеризуются наложением плутоногенных рудоносных гидротерм на вулканогенные эпитермальные руды.

 

Таблица 3. Прогрессивная реювенация рудного процесса на месторождениях Охотско-Чукотского вулкано-плутонического пояса

Масштаб реювенации	Характеристика признаков	Примеры [Гончаров, Сидоров, 1999]
1(микро)	Температуры гомогенизации газово-жидких включений в зонах роста кристаллов увеличиваются во внешних зонах	Кристаллы кварца на месторождениях Хаканджа, Ойра, Нявленга, Дукат и др.
2(макро)	Поздние и заключительные минеральные ассоциации наиболее высокотемпературные	Месторождения Дукат, Хаканджа, Нявленга (до 410оС)
3(мега)	Отсутствие низкотемпературных ассоциаций (сурьмяных, ртутных, флюоритовых)	Дукатский, Нявленгинский, Хаканджинский рудные районы

 

При прогрессивном (сильно реювенированном) его развитии [Гончаров, Сидоров, 1999] зональность нередко представляется обратной или беспорядочно телескопированной. Так, на месторождениях Хаканджа (Охотское побережье), Нявленга, Джульетта и Дукат (Охотско-Колымский водораздел) поздние низкотемпературные минеральные ассоциации не только слабо развиты или отсутствуют вообще, но и сменяются наиболее высокотемпературными.

Ч.Ф. Парк и Р.А. Мак-Дормид [1966] к типичным ксенотермальным образованиям отнесли гигантское месторождение Потоси (Боливия), а также многокилометровые жильные системы Икуно-Акенобе (Япония); при этом подчеркивалось независимость минеральных ассоциаций жильных руд от возраста и состава вмещающих пород. Определенные элементы подобия между олово-сереброрудными районами Потоси и Дуката неоднократно отмечались нами [Серебро …, 1989]. Вместе с тем, такие ранние минералы Потоси, как касситерит, вольфрамит, висмутин, арсенопирит, в Дукатском рудном районе отлагались в период позднего (порфирового) этапа, тесно сопряженного с допорфировым сереброрудным этапом.

Ранние минеральные ассоциации жил Икуно-Акенобе содержат касситерит, вольфрамит, самородный висмут; золото и серебро развито преимущественно в виде тонких включений в сульфидах; гидротермальные процессы в пределах обоих рудных районах завершились внедрением послерудных базальтовых даек. Однако отложение руд в жилах Икуно-Акенобе завершается сравнительно длительными и устойчивыми низкотемпературными процессами (поздние многочисленные сульфидно-кварцевые жилы в пределах месторождения и рудного района), а отложение существенно серебряных допорфировых руд Дукатского месторождения завершается высокотемпературными процессами нового Sn-Ag-порфирового этапа рудообразования, характерного для других месторождений этого района [Сидоров, 2003].

Месторождение Приморское расположено в месте наложения Омсукчанского вулканопрогиба ОЧВП на структуры Удско-Мургальского островодужного пояса (рис. 6) [Савва и др., 2019]. По простиранию указанные геологические структуры совпадают с двумя крупными металлогеническими зонами – Омсукчанской, меридиональной, специализированной на Sn, Ag, Pb, Zn и Удско-Мургальской, северо-восточной – на Cu и Mo.

 

Рис. 6. Размещение месторождений Омсукчанской (Sn-Ag) и Удско-Мургальской (Cu-Mo) металлогенических зон ОЧВП.

1–6 – месторождения: 1 – золото-серебряные (эпитермальные), 2 – золото-кварцевые жильные, 3 – порфировые медно-молибденовые, 4 – медно-колчеданные, 5 – оловорудные, 6 – редкометалльные; 7 – ареалы гранитоидных комплексов ОЧВП; 8 – поверхность Мохо (км) [проект GOCE, Bouman et al.,

 

При изучении вещественного состава установлены все признаки допорфирового вулканогенного месторождения, по [Сидоров и др., 2015]. Привнос Cu оказывает существенную роль на видовой состав минералов Ag поздних парагенезисов. Изучение рудно-метасоматических образований позволило выделить на месторождении два гипогенных этапа рудообразования – вулканогенный и, наложенный – плутоногенный. Минеральные образования раннего этапа, слабо затронутые поздним высокотемпературным процессом, сохранились только в поверхностных горных выработках западного фланга месторождения. Они свидетельствуют о том, что в вулканогенный Au-Ag этап формировались руды с Sb минерализацией (пираргирит и полибазит) колломорфно-полосчатых текстур, а вмещающие породы были подвержены кварц-серицитовым изменениям. Поздний этап характеризуется высокотемпературным метаморфизмом ранних эпитермальных жил, привносом существенного количества Cu, присутствием Bi содержащего галенита и матильдита в рудах. Температуры гомогенизации ФВ в кварце этого этапа варьируют в широком диапазоне от 120–347°С до 434°С, по [Стружков, Константинов, 2005]. Таким образом, установлены признаки реювенации рудообразующей системы. В результате этого процесса образуются хлорит-эпидотовые с актинолитом средне-высокотемпературные фации околорудные метасоматиты, а в рудных телах – гранат-магнетит-родонит-эпидотовая минерализация, как и на крупном Ag-Au месторождении Дукат [Серебро, 1989]; также наблюдается вынос Sb и перераспределение Ag c отложением широкого круга Cu и Fe сульфидов [Савва и др., 2019]. С металлогеническим влиянием Омсукчанской зоны (с Ag-Sn-полиметаллической специализацией) связаны не только высокие содержания Ag в рудах участка Теплый (Ag-акантитовый минеральный тип), но и широкое развитие минералов Mn (родонит, манганосидерит, родохрозит).

В связи с особенностями вулканогенных гидротермальных систем Дукатского района эпитермальное оруденение проявилось здесь как в ранний допорфировый этап, так и в тесной временной связи с порфировым этапом [Савва и др., 2019]. Повышение температуры минералообразования связано, по-видимому, также с приближением фронта базальтовых магм, так как гидротермальный процесс на многих вулканогенных месторождениях завершается в результате внедрения даек андезито-базальтов в формирующиеся рудные тела.

ЗАКЛЮЧЕНИЕ

Вулканогенные гидротермы (в т. ч. рудоносные) рассматриваются нами, вслед за В.В. Аверьевым [1966], как особая форма вулканизма, предшествующая плутоногенным гидротермальным процессам. И это одно из важнейших положений при изучении генезиса вулканогенных и вулканогенно-плутоногенных месторождений.

Элементы глобальной металлогенической однородности Тихокеанского рудного пояса позволяет предположить широкое развитие аналогов американских вулканогенных месторождений в его азиатской половине, в том числе и на Северо-Востоке России. На территории последнего весьма реальны перспективы открытия новых колчеданных месторождений (типа куроко) и их сателлитов, а также месторождений Fe-Cu-Au оксидных, Cu-Ag типа Манто, редких металлов и других, широко развитых в американской половине Тихоокеанского пояса. Важнейшим критерием образования крупных месторождений является унаследованность оруденения от более древних эпох или глубинных аномалий.

Тщательное изучение регенерированных и реювенированных эпитермальных руд представляется важным не только для правильного понимания конкретного месторождения, но и для оценки рудного района в целом. Среди сотен эпитермальных по разным причинам недоразведанных рудопроявлений большая их половина представлена регенерированными квазиэпитермальными рудами, образующихся на верхних этажах самых различных сульфидных месторождений (колчеданных, порфировых, золото-сульфидно-кварцевых и др.). Регенерированные месторождения в отличие от реювенированных обычно не представляют самостоятельного экономического интереса.

ИСТОЧНИКИ ФИНАНСИРОВАНИЯ

Работа выполнена в рамках темы ИГЕМ РАН (№ АААА-А18-118021590164-0) “Металлогения рудных районов вулканоплутонических и складчатых орогенных поясов Северо-Востока России”.

Об авторах

А. А. Сидоров

Институт геологии рудных месторождений, петрографии, минералогии и геохимии РАН

Автор, ответственный за переписку.
Email: kolyma@igem.ru
Россия, 119017 Москва, Cтаромонетный пер., 35

А. В. Волков

Институт геологии рудных месторождений, петрографии, минералогии и геохимии РАН

Email: tma2105@mail.ru
Россия, 119017 Москва, Cтаромонетный пер., 35

А. Л. Галямов

Институт геологии рудных месторождений, петрографии, минералогии и геохимии РАН

Email: tma2105@mail.ru
Россия, 119017 Москва, Cтаромонетный пер., 35

Список литературы

Дополнительные файлы