ГлавнаяВсе они образовались в позднемезозойскую эпоху в пределах Яно-Колымской складчатой системы, будучи связанными с гранитоидными комплексами преимущественно корового происхождения с геохимической специализацией на олово. Критериями выделения типовых моделей служат: состав магматических комплексов и их эволюция, минеральный состав и морфология рудных тел, структурное положение месторождений относительно выходов интрузий и характер связи с ними, фация глубинности, характер рудного процесса и физико-химические условия рудообразования.
Принцип выделения оловоносных магматических формаций: объединение в рудных узлах в единые магматические комплексы всех проявлений — продуктов эволюции длительно развивавшегося очага, имеющих сходные геологические, петрографические и геохимические особенности и характер ассоциирующего оруденения. Магматические комплексы в разных тектонических блоках развивались более или менее синхронно. Всего выделяются три оловоносные формации: гранит-лейкогранитная, гранодиорит-гранитная, диорит-гранодиорит-гранитная, а также вулканоплутонические ассоциации с развитием эффузивной серии от базальтов до липаритов и интрузивных образований от диорит-порфиритов до гранит-порфиров. Оловорудные формации выделены по минералого-генетическим особенностям и связи их с магматизмом по классификации С.С. Смирнова, О.Д. Левицкого, Е.А. Радкевич с небольшими изменениями.
С гранит-лейкогранитной магматической формацией гомодромного развития ассоциируют преимущественно месторождения касситерит-кварцевой рудной формации, образующие горизонтальный формационный ряд с вольфрамит-кварцевой формацией. Они относятся к типам оловоносных грейзенов и кварцево-жильному — продуктам растворов, которые генерировались поздними лейкократовыми фазами — продуктами дифференциации магматических камер верхнего уровня. На их типовых генетических моделях мы останавливаться не будем, поскольку они неоднократно освещались в литературе и никаких дискуссий не вызывают. Образование месторождений сульфидно-кварцевого типа касситерит-кварцевой формации с развитием поздней сульфидной стадии, по-видимому, связано с растворами самых нижних горизонтов магматических камер этой формации.
Все месторождения касситерит-редкометалльной формации формировались по единой схеме зарождения литий-фтористых гранитных магм на промежуточных или нижних уровнях очагов всех трех магматических комплексов в результате глубинной дифференциации и подъема их в область рудоотложения. Уже на месте внедрения литий-фтористых гранитов эти месторождения могут формироваться по двум типовым моделям.
На месторождении сидерофиллитовых грейзенов рудная залежь располагается в эндоконтактовой зоне субвулканического штока литий-фтористых гранит-порфиров (рис. 1) с преобладанием калия и высоким содержанием окиси кремния. Форма залежи контролируется субширотным и несколькими субмеридиональными тектоническими нарушениями. На пересечении северо-западного и субширотного нарушений предполагается рудоподводящий канал с самым глубоким залеганием грейзенов. В результате термостатического эффекта под экраном экзоконтактовых пород в этмолите формируется чехольная зональность метасоматитов первой стадии с топаз-кварцевыми грейзенами в центре, сидерофиллит-топаз-кварцевыми в средней субфации и каолинизированными гранитами во фронтальной. Отложение касситерита, топаза, флюорита и кварца и угнетенного сульфидного парагенезиса второй стадии грубо совпадает с субфацией кварц-топазовых грейзенов, но контролируется теми же тектоническими нарушениями. Третья стадия представлена прожилками гематита, пиролюзита с редкими фосфатами. Наличие эруптивных брекчий взрыва в эндоконтактовой зоне этмолита и структуры руд однозначно свидетельствуют о субвулканической фации месторождения.
Вторая модель касситерит-редкометалльной формации — месторождение Полярное (рис. 2); формировалось в гипабиссальной фации. Топаз-слюдисто-кварцевые рудные тела с касситерит-вольфрамитовым оруденением и околожильными грейзенами представлены пологими жилами в трещинах контракции биотитовых адамеллитов и секущих их пегматоидных лейкократовых гранитов, которые вмещают шток фтористых гранитов также калиевого ряда. Месторождение это многостадийное с выделением стадий: кварц-полевошпатовой, касситерит-вольфрамит-арсенопирит-кварцевой, молибденит-ферберитовой, сульфидной с сульфоантимонитами и халцедоновидного кварца. Наблюдается фациальная зональность в составе примесей тантала, ниобия, скандия и индия в вольфрамите и прямая стадийная в распределении минеральных ассоциаций стадий.
Модель формирования Кёстёрского месторождения отличается ассоциацией его с субщелочной натриевой разновидностью фтористых гранитов, дайкообразное тело которых может рассматриваться как убогое месторождение оловоносных гранитов. Грейзены характеризуются развитием светлых слюд, большим содержанием редких минералов, высокой примесью тантала, ниобия и скандия в касситерите и гипабиссальной фацией образования.
Модели формирования оловоносных скарнов несколько различны для разных типов. На месторождениях магнезиально-боратового типа процесс начинается в магматическую стадию кристаллизации интрузии с образованием метасоматической колонки в пластах существенно доломитовых пород. В стадию высокотемпературных постмагматических преобразований происходило замещение скарнов флогопитом и другими гидроксилсодержащими минералами, магнезиальными боратами, железомагнезиальными людвигитами, содержащими олово, потом специфическими апомагнезиальными минералами в стадию известковых скарнов с оловосодержащими гулситом и пайгеитом. Парагенезисы стадии кислотного выщелачивания слабо развиты, и касситерит практически отсутствует. Процесс заканчивается отложением серпентина и других минералов позднещелочной стадии. Начало формирования месторождения в магматическую стадию и расположение рудных тел практически вдоль всей линии контакта интрузий позволяют высказать предположение о генетической связи месторождения с гранитоидами, непосредственно к ним примыкающими (рис. 3).
Месторождения оловоносных скарнов известково-сульфидного типа у контакта Сыачанской интрузии гранодиорит-гранитной формации (Чыбагалахский узел) образованы в четыре стадии, причем стадия магнезиальных скарнов и их высокотемпературного постмагматического преобразования слабо развита. В стадию известковых скарнов из рудных минералов отмечены шеелит и норденшельдит, из минералов бора преимущественно аксинит, а на месторождении Каньон (Магаданская область) — и малайит. В кислотную грейзеновую стадию, интенсивно проявленную, отлагались касситерит, шеелит, мусковит, турмалин, актинолит и аксинит, образовалась двусторонняя метасоматическая колонка с апогранитными и апоскарновыми субфациями. Процесс заканчивается отложением пирротина, сфалерита, хлорита и других минералов сульфидной стадии, однако без сульфосолей, свойственных месторождениям касситерит-силикатно-сульфидной формации. Петролого-геохимические особенности поздних производных гранодиорит-гранитной формации и контроль расположения месторождений узла разломом позволяют высказать предположение о зарождении рудоносных флюидов стадии грейзенизации в нижней камере кристаллизации интрузии.
В районах развития сложных вулканоплутонических комплексов, начальные фазы которых представлены базальтоидами, после фазы лейкократовых гранитов формировались месторождения касситерит-силикатной малосульфидной формации. Типовая модель конкретной пространственной связи оруденения с вулканическим аппаратом представлена Чурпуньинским месторождением (рис. 4), расположенным в центральной части Чохчуро-Чекурдахской металлогенической зоны, примыкающей к Святоносско-Олойскому вулканическому поясу, на пересечении ее с субширотным разломом. Вулканогенная (K1) толща липарит-дацитового состава несогласно залегает на верхнеюрских терригенных отложениях, прорвана вулканом того же состава, который в свою очередь пересечен дайкообразными телами субвулканических гранодиорит-порфиров субширотного простирания. Все эти породы подверглись площадной турмалинизации первой стадии. Касситерит-кварцевые жилы с убогими сульфидами образовались во вторую стадию после внутриминерализационных даек гранит-порфиров. Глубина формирования месторождения не превышала 100—200 м. Oднако структуры и текстуры руд свидетельствуют о закрытой обстановке в момент рудоотложения. Повышенный кларк олова в вулканитах, дайках и структурное положение жил указывают на их тесный парагенезис с гранит-порфирами и связь тех и других с единым очагом.
Характерным примером другой структурной группы этой формации, связанной с крупным Верхнеаллахским субвулканом, может служить Хаардахское месторождение кварц-хлоритового типа, расположенное у его края, в зоне разлома северо-западного простирания (рис. 5). Субвулкан, расположенный в мульдообразной депрессии триасовых пород, сложен гиперстеновыми дацитами и кварцевыми латитами сеноманского возраста. Субвулкан прорывает андезитовую и липарит-дацитовую вулканогенные верхнемеловые толщи и в свою очередь прорван пластовыми и штокообразными интрузиями гранодиорит-порфиров без зон закалки и более поздними лейкократовыми гранитами и грано-сиенитами. Te и другие перекрыты дацит-липаритовыми игнимбритами датского возраста. Месторождение представлено серией касситерит-кварц-хлоритовых жил и метасоматических зон северо-западного и северо-восточного простирания, залегающих в дацитах субвулкана и предшествовавших ему вулканитов. Некоторые жилы пересекают низы толщи датских игнимбритов, но перекрываются верхними ее горизонтами, в свою очередь рассеченными прожилками поздних стадий рудного процесса. Глубина формирования жил не превышает первых сотен метров при вертикальном размахе оруденения около 800 м. Они парагенетичны с липарит-дацитовыми игнимбритами и, по-видимому, представляют собой продукты общего глубинного очага кислой магмы.
Типовой моделью этой формации, но гипабиссальной фации, являются турмалин-кварцевые и хлорит-кварцевые месторождения Омсукчанского рудного узла (Магаданская область), локализованные на одном гипсометрическом уровне в эндо- и экзоконтактовых зонах Левоомсукчанского массива лейкократовых гранитов поздней фазы вулканоплутонического комплекса. Глубина формирования месторождений 900—1000 м. Ей соответствуют крупнозернистая структура руд и отсутствие мощных зон метасоматитов, а небольшой вертикальный размах оруденения и присутствие миарол с касситеритом в лейкократовых гранитах позволяют говорить об их генетической связи.
Диорит-гранодиорит-гранитные магматические комплексы локализуются в поперечных к складчатой структуре зонах разломов. С ними ассоциируют рудные комплексы с преимущественным касситерит-силикатно-сульфидным оруденением, состоящие из последовательного ряда вертикальных рудных формаций и минеральных типов, коррелирующихся с фазами эволюции магматических комплексов. После ранних диорит-порфиритов первой или гранодиоритов главной (второй) фаз формировались месторождения угнетенной малосульфидной формации. С очагами остаточных магматических расплавов верхних горизонтов магматических колонн связано образование лейкократовых гранитов третьей фазы и рудоносных гидротерм, генерирующих касситерит-кварцевые месторождения с вольфрамитом. С остаточными очагами средних уровней магматических колонн связано образование существенно натровых лейкократовых адамеллитов четвертой фазы и рудоносных гидротерм, генерирующих касситерит-силикатно-сульфидные месторождения сульфидно-турмалинового типа, а производными нижних горизонтов колонн являются диорит-лампрофиры пятой фазы и существенно сульфидоносные гидротермы, генерирующие месторождения сульфидно-хлоритового и галенит-сфалеритового типов. Дифференциация комплекса на позднем этапе не везде проходит одинаково. На Депутатском месторождении четвертая фаза представлена липарит-дацитами. В Яно-Борулахской зоне четвертая фаза представлена фтористыми гранитами, с которыми связано Кёстёрское месторождение, описанное выше (рис. 6).
В тех же рудных узлах присутствуют дайки и мелкие тела базальтоидного состава, близкие по возрасту с породами пятой фазы. В Дербеке-Нельгехинской рудной зоне показано, что они никакого отношения к касситерит-сульфидному оруденению не имеют. В Полоусненском районе дайки базальтоидов с кларковым содержанием олова обогащаются этим металлом в пределах Депутатского рудного узла только над скрытым гранитоидным массивом, а на Улахан-Эгеляхском месторождении пересекают жилы сульфидно-хлоритового типа касситерит-силикатно-сульфидной формации. В Депутатском рудном узле последними формировались галенит-сфалеритовые жилы с оловом.
Рудные тела представлены преимущественно сложными и простыма жилами, минерализованными зонами дробления, редко штокверковыми зонами с простиранием, субпараллельным вытянутости рудно-магматических зон, как на Илинтасском месторождении (рис. 7), или параллельным простиранию складок (Полоусненский район). На Депутатском месторождении жилы и минерализованные рудные тела следуют диагональным северо-восточным и северо-западным трещинам скалывания с субширотными оперяющими апофизами. Иногда (Илинтасское месторождение) угол падения жил выполаживается до 45° и меньше, как следствие проседания кровли над куполами массивов. Глубина формирования касситерит-силикатно-сульфидных месторождений — около 1—1,5 км от палеоповерхности. Гипабиссальной фации соответствуют также структуры и текстуры руд. Интервал оруденения на месторождениях доходит до 1 км, что не противоречит связи их с нижними уровнями магматических колонн.
Месторождения рудных комплексов в рудных узлах располагаются зонально относительно эпицентров оруденения, каковыми обычно являются купола невскрытых гранитных массивов. Примером такой концентрической горизонтальной многоэтапной зональности может служить Депутатское месторождение, являющееся, по существу, рудным узлом (рис. 8). В других случаях многоэтапная зональность может быть односторонней, простой или сложной. Многоэтапная зональность не повторяется в вертикальной плоскости, потому что касситерит-кварцевые и касситерит-редкометалльные месторождения тяготеют к куполам лейкократовых или фтористых гранитов, а касситерит-силикатно-сульфидные и галенит-сфалеритовые месторождения локализуются на определенном гипсометрическом уровне, зависящем от положения палеоповерхности и независимом относительно куполов гранитоидных массивов интрузий ранних фаз (рис. 9). Так, например, Депутатское месторождение расположено в надынтрузивной зоне, а Илинтасское — на 1 км ниже купола смежного Безымянного массива.
Оловополиметаллические месторождения сульфосольно-галенитового типа, локализующиеся на периферии рудных узлов, укладываются в модель формирования последних. Субвулканические месторождения галенит-сфалерит-пирротинового типа встречены в пределах Южного Верхоянья, в непосредственной близости от вулканитов. Джатонское, Детаньинское и другие месторождения приурочены к секущему Верхне-аллахский субвулкан северо-западному разлому (см. рис. 5) и формировались после гранодиорит-порфиров, но перед интрузиями лейкократовых гранитов. Они парагенетичны гранодиоритам и дацитам субвулкана и связаны с тем же очагом. При этом малый вертикальный размах оруденения позволяет предполагать неглубокое положение очага.
По мере кристаллизации материнских интрузий рудные растворы эволюционировали от раннещелочных к кислотным и позднещелочным и от восстановительных условий к окислительным, далее снова к восстановительным и снова к окислительным. Эта эволюция находит свое отражение в последовательности парагенезисов, общей для всех оловорудных формаций и минеральных типов при различном их количественном соотношении. Подробно этот вопрос изложен в прежних наших работах. Здесь мы ограничимся некоторыми замечаниями.
Наиболее полно ряд парагенезисов представлен на касситерит-силикатно-сульфидных месторождениях сульфидно-турмалинового типа, хотя раннещелочные парагенезисы развиты слабо и не всегда. Они сменяются в таком порядке: хлорит-альбитовый или касситерит-ортоклазовый (активны щелочи) — мусковит-кварцевый (HCl) — кварц-турмалиновый (ВО33-)— кварц-хлоритовый (активно железо) — касситерит-кварцевый (Si(OH)4) — сфалерит-пирротиновый (S2-) — пирит-карбонатный (СО32-)—карбонат-полисульфидный (HS-) — галенит-сульфоанти-монитовый (SbS2-)— окисло-кальцитовый (ОН-). Как показывает анализ парагенезисов, на общем фоне кислотно-щелочной эволюции наблюдаются более частные колебания как pH, так и Eh. Раннещелочные парагенезисы развиты на месторождениях оловоносных скарнов и пегматитов. Формирование большей части месторождений касситерит-кварцевой и касситерит-редкометалльной формаций начинается со стадии кислотного выщелачивания. На касситерит-кварцевых месторождениях слабо или совсем не проявлены ранне- и позднещелочные парагенезисы, на касситерит-сульфидных — ранние парагенезисы.
Рудный процесс на месторождениях олова обычно дискретный и разделяется по степени прерывистости на ступени, стадии и этапы. Ступени обусловлены периодическим закрытием трещин в области рудоотложения и характеризуются прожилками, выполненными отдельными парагенезисами, или явлениями замещения ранних парагенезисов поздними вследствие изменения термодинамических параметров растворов. Стадии минерализации обусловлены периодическим закрытием трещин, прекращением притока растворов из магматической камеры. Они характеризуются подъемом температуры и высокой активностью растворов в начале каждой новой стадии и падением их в конце. Минеральные ассоциации стадий обычно состоят из нескольких парагенезисов. При этом в каждой последовательной стадии сохраняются направление эволюции растворов и порядок смены парагенезисов на общем фоне снижения температуры и сдвижения главных парагенезисов в сторону более поздних.
Температура кристаллизации минералов на месторождениях олова колеблется от 600 до 70°С, а касситерита — от 500 до 140°С. При этом начало его выделения в ранних касситерит-кварцевой, касситерит-редкометалльной и касситерит-силикатно-сульфидной стадиях примерно одинаково и колеблется в пределах 330—430°С. Градиент падения температур растворов по пути их движения колеблется от 20 до 50°С на 100 и. Давление растворов значительно превышает литостатическое. Для более полной его характеристики у нас еще недостаточно данных.
Эволюция растворов во времени, сочетаясь с развитием трещин в пространстве, выражается в появлении на месторождениях фациальной зональности со сменой парагенезисов в рудных телах снизу вверх и стадийной зональности — прямой в гипабиссальной и чаще обратной в субвулканической фациях с телескопированием минеральных ассоциаций. Изменение состава рудных тел по вертикали коррелируется и с изменением их морфологии от штокверковых и минерализованных зон вверху к жилам раскрытия в средней части и метасоматическим залежам с тонкими прожилками в нижней. Многоэтапная горизонтальная зональность, описанная выше, наблюдается в рудных узлах с разнотипным оруденением.
Выводы. Все оловорудные месторождения Якутии образованы в позднемезозойскую эпоху и ассоциируют с существенно коровыми магматическими гранитоидными комплексами. Среди них описывается 11 типов и подтипов геолого-генетических моделей их формирования, обусловленных составом материнских магматических формаций, глубиной зарождения рудоносных флюидов, составом вмещающих толщ, глубиной формирования месторождений.
Формирование месторождений различных рудных формаций и минеральных типов, согласно мнению С.С. Смирнова, идет по единой схеме (полной или неполной) последовательности парагенезисов от раннещелочной к кислотной и позднещелочной стадиям эволюции растворов, нарушаемой дискретностью рудного процесса.
Наиболее перспективны месторождения, принадлежащие к позднемеловой эпохе рудоотложения, связанные с нижними уровнями магматических очагов.