CC BY
50
УДК 551.21 (571.5) ББК 26.321 (253.5) В 67
Волкодав И.Г.
Доктор геолого-минертогтеских наук, доцент, профессор кафедры географии факультета естествознания Адыгейского государственного университета, зав. Геолого-мтертогтеским музеем Адыгейского государственного университета, тел. (8772) 59-38-24, e-mail:
geomuz@rambler.ru
Крупнейшие в Восточной Сибири субвулканы кислого состава и их рудоносность. К проблеме выделения субвулканического класса магматических формаций
(Рецензирована)
Аннотация
В статье охарактеризованы крупнейшие изученные автором субвулканические массивы умереннокислого и кислого состава, их геологические, петрографические и геохимические особенности, взаимоотношения породных разновидностей и рудоносность.
Ключевые слова: субвулканический класс, магматические и рудные формации, комплексы, гранит- и гранодиорит-порфиры, дациты, риолиты.
Volkodav I.G.
Doctor of Geology and Mineralogy, Assistant Professor, Professor of Geography Department of Natural Science Faculty of Adyghe State University, Director of Geological-Mineralogical Museum of Adyghe State University, ph. (8772) 59-38-24, e-mail: geomuz@rambler.ru
The Eastern Siberian largest subvolcanoes of acid composition and their ore-bearing nature. On distinguishing a subvolcanic class of magma formations
Abstract
The paper discusses the largest subvolcanic massifs of moderate-acid and acid composition studied by the author, their geological, petrographic and geochemical features, mutual relations of rock types and the ore-bearing nature.
Key words: a subvolcanic class, magma and ore formations, complexes, granite- and granodiorite-porphyries, dacites, rhyolites.
Выделение субвулканического класса магматических формаций впервые предпринято автором в 1980 г. при составлении Структурно-формационной карты магматических формаций Восточной Якутии и затем было отражено в ряде публикаций [1-3].
Несмотря на то, что субвулканические образования с давних пор обособляются геологами от вулканических и плутонических, ни в одной из существующих классификаций и действующих легенд о госгеокартах этот класс формаций не нашел отражения. Субвулканические проявления обычно причленяют то к вулканическим и при этом на картах обозначают одним с ними цветом возраста стратиграфических подразделений, то к плутоническим с окраской, отражающей состав плутонов.
Автор полагает необходимым выделение в качестве субвулканических формаций устойчиво повторяющихся в геологическом пространстве и времени ассоциаций неполнокристаллических пород вулканического облика, находящихся в интрузивном залегании, а также подчиненных им и связанных с ними взаимопереходами полнокристаллических, главным образом порфировых пород. При этом оказывается, что так называемые формации малых интрузий по указанным структурно-вещественным свойствам и соотношению с окружающей средой (которые только и могут объективно характеризовать формацию) идентичны субвулканическим: сложенные стекловатыми, не-
полнокристаллическими порфировыми и афировыми породами, они имеют интрузивные формы залегания.
В природе субвулканические комплексы, как правило, структурно отделены и от вулканических, и от плутонических. Вот примеры.
В океанском типе земной коры четко обособлены сверху вниз: слой вулканических базальтов; слой субвулканического шит-комплекса или комплекса «дайка в дайке» и слой плутонических габбро.
В трапповых полях в низах вулканических толщ базальтов и под ними распространены субвулканические силлы диабазов и долеритов.
В местах широкого проявления магматитов кислого и среднего состава (Верхоя-нье, Приморье) распространены и вулканиты, и субвулканы (от малых даек и силлов до гигантских в сотни кв. км тел стекловатых и неполнокристаллических пород), и плутоны полнокристаллических гранитоидов.
Выделение трех (а не двух) формационных классов магматитов подтверждают также расчеты, выполненные В. С. Шкодзинским, которые показали наличие трех температурных типов магм (любого состава): высокотемпературных, достигающих поверхности и изливающихся, среднетемпературных - почти доходящих до поверхности, но не изливающихся, и низкотемпературных, кристаллизующихся на глубине [4].
Гранодиорит-дацитовая формация. Эта формация выделена автором впервые, несмотря на огромные масштабы и повсеместное распространение составляющих ее объектов и обилие литературы, им посвященной. Субвулканы, сложенные умереннокислыми породами, часто гигантских размеров широко распространены в Верхояно-Колымской складчатой системе, достаточно хорошо изучены и многократно описаны (Рудич, 1959, 1966, 1975, 1978; Ичетовкин, 1962, 1963; Гельман, Ичетовкин, 1970 и др.). Эта информация, а также материалы автора приводятся ниже [2, 3].
Помимо крупных и среднего размера субвулканических тел в гранодиорит-дацитовую формацию включены многочисленные штоки, дайки и силлы, присутствующие всюду, где есть какие-либо проявления умереннокислого магматизма иных формационных типов.
Магматические тела этой формации входят в состав абкитского силурийско-раннедевонского, кедонского и сибеганского средне-позднедевонских комплексов, сал-тагатасского, нера-бахапчинского и др. позднеюрских комплексов, тарынского, верхне-аллахского, частей полоусненского и кигилляхского и др. меловых комплексов.
Масса даек умереннокислых пород (дацитов и гранодиорит-порфиров) входит в состав дайковых свит Яно-Индигирской синклинальной зоны. Они сплошь и рядом оказываются добатолитовыми, вмещают синтектоническое золотое оруденение, развитое в них в виде множества лестничных жил. Предшествование этого оруденения батолитам также установлено многими наблюдениями. Все эти данные вынуждают согласиться с предположениями предшественников о позднеюрском возрасте этих образований, также входящих в состав нера-бахапчинского комплекса.
Самыми распространенными проявлениями гранодиорит-дацитовой формации являются субвулканические тела и дайки позднеюрского и мелового возраста, отнесенные автором к тарынскому и верхнеаллахскому комплексам, названных так по наименованиям наиболее крупных территориально разобщенных массивов. Возраст их принимается такой же, как у сопутствующих им вулканитов.
Субвулканы верхнеаллахского и тарынского комплексов располагаются в обрамлении и в пределах Охотского массива, Сунтар-Лабынкырского и Эльгинского блоков. Там же располагается множество даек и мелких штоков, тяготеющих к рудномагматическим узлам и зонам, рассекающим Яно-Индигирскую синклинальную зону и Южно-Верхоянский синклинорий.
Тарынский и Верхне-Аллахский субвулканы, расположенные в Тас-Кыста-бытской и Юдомской зонах соответственно, являются наиболее типичными представителями формации.
Общими чертами крупных субвулканов являются:
• однотипные вещественные составы и структурно-морфологические особенности массивов и слагающих их монопородных тел;
• приуроченность к мульдам брахиформных синклиналей (овальных, треугольных, крестообразных в плане) в пределах жестких блоков, обычно внутри мегасинклинориев;
• пространственное совпадение с ними крупнейших отрицательных гравитационных аномалий;
• приуроченность к центральным частям вулкано-тектонических депрессий, оконтуренных дуговыми и кольцевыми разломами и дайками;
• однотипная последовательность становления вулкано-плутонических ассоциаций: шток, дайка-покров-субвулкан-гипабиссальная интрузия-мезоабиссальная интрузия.
Верхне-Аллахский субвулкан представляет собой крупное, площадью 600 кв. км чечевицеобразное тело, расположенное в южной половине Юдомской вулканотектонической депрессии; подстилается и окаймляется по краям раннемеловыми андезитами и ранне-позднемеловыми риолито-дацитами авлинской и дюстачанской свит. Покровы и нижняя контактовая поверхность субвулкана наклонены к его центральным частям. Северный край массива перекрывается агломератами с глыбами дацитов и пестрыми риолит-дацитовыми игнимбритами и туфами верхнекогарской свиты сеномана. По геологическому положению, времени образования и вещественному составу Верх-не-Аллахский субвулкан коррелируется с нижнекогарской свитой двупироксеновых андезитов нижнесеноманского возраста. Радиологический возраст пород субвулкана 98-85 млн. лет. Сложен субвулкан серыми внешне однородными дацитами главной фации и черными гиалодацитами краевой и апикальной фаций.
Неотъемлемой составной частью субвулкана являются проникающие в него по пологим и крутым контракционным трещинам пластовые и жильные тела адамеллит-порфиров, гранодиорит-порфиров, мелко-равномернозернистых и порфировидных кварцевых диоритов, гранодиоритов и адамеллитов. Отсутствие зон закалки и однотипность состава свидетельствуют о кристаллизации полнокристаллических пород в гипабиссальных условиях среди неостывших дацитов.
Дациты главной фации представляют собой серые и светло-серые порфировые породы и характеризуются небольшим (1,5-3 мм) размером многочисленных вкрапленников, погруженных в аллотриаморфнозернистую основную массу. Дациты апикальной и краевой фаций слагают зоны закалки субвулкана мощностью от 50 до 150 м и часто постепенно, а иногда и резко сменяются породами центральных частей массива. Для дацитов внешних зон характерна микрофельзитовая до витрофировой у контактов структура основной массы, содержащейся в несколько большем количестве, чем в дацитах главной фации. Для краевых гиалодацитов типичны флюидальность основной массы и обломочно-оскольчатый характер значительной части вкрапленников. Дайко-вые (жильные) члены комплекса представлены породами типа андезито-дацитов.
Среди дацитов главной фации выделяются биотит-роговообманковые и пироксен-роговообманково-биотитовые породы с большим (11%) или меньшим (8%) содержанием калишпата. Плагиоклаз вкрапленников (23-36%) № 40 часто имеет битовнитовые ядра, лабрадоровую промежуточную зону и тонкую внешнюю кайму кислого андезина; калишпат (6-11%) - ортоклаз; цветные минералы: маложелезистый биотит, амфибол -бурая роговая обманка (0-8%), клинопироксен (салит) и ортопироксен (магнезиальный гиперстен), - в сумме составляют до 2% объема породы. Акцессорные минералы представлены циркон-апатит-ильменитовой ассоциацией [5].
Гранодиорит-порфиры, кварцевые монцонит-порфиры и адамеллит-порфиры сил-лов и даек обычно связаны взаимопереходами, с одной стороны, с дацитами главной фации, с другой, - спорфировидными и равномернозернистыми гранодиоритами, кварцевыми монцонитами и адамеллитами. Отличительной чертой пород этой группы является крупнопорфировая структура с вкрапленниками полевых шпатов размером до 1,52 см и дымчатого кварца размером 3-5 мм. На долю зернистой основной массы (микро-гранитовой, микроаплитовой, микрографической) приходится не более 50-55% объема породы. Плагиоклаз - андезин № 40-45 с лабрадором (до № 62) в ядрах, калишпат - ортоклаз, биотит и амфибол - более железистые, чем в дацитах, клинопироксен - только во включениях в плагиоклазе, акцессории - циркон-ортит-апатит-ильменитового спектра. Иногда отмечается альмандин.
* __ ____________
Гранодиориты состава : ПЛ - 45,2%; КПШ - 18,7%; КВ - 27,3%; БИ - 6,6%; АМФ
- 2,0%, - среднезернистые порфировидные породы. Плагиоклаз содержит 34-44% анортита, амфибол - близок к магнезиогастингситу, акцессории: ильменит, циркон апатит.
□Ю1 1>>>
ЕЗГ
Схема взаимоотношений магматических и гидротермальных образований районов Верхнее-^лахского и Винто-Хадыинского субвулканов
I - калцит-эпидот-цеолитовые жилы; 2 - хлорит-кадьциевые жилы с касситеритом и их обломки; 3 - дайки диабазов; 4 - дайки ортофиров и кварцевых каратофиров; 5 - кислые туфоингнимбриты верхнее-когарской свиты; 6 - дайки риолитов и гранит-порфиров (их корни); 7 - крупно- и среднезернистые лайкократовые и субщелочные граниты; 8 - пластовые, жильные тела и массивы гранитоидов повышенной основности; 9 - гранодиорит-порфиры Верхне-Аллахского субвулкана; 10 - дациты Верхне-Аллахского субвулкана;
II - кислые туфы, лагунно-континентальные отложения; 12 - риолиты и гранит-порфиры Винто-Хшыинского субвулкана; 13 - кислые игнимбриты и туфы дюстачанской свиты;
14 - андезиты авлинской свиты; 15 - триасовые песчано-сланцевые отложения; 16 - геологические границы согласные и секущие; 17 - геологические границы несогласные
Тарынский субвулкан, расположенный в пределах хребта Сарычева, при всей своей огромности (1800 кв. км, врез до 1,5 км) сложен на 90% однородными гиперстено-
* В статье приняты сокращения: АМФ - амфиболит, БИ - биотит, КВ - кварц, КПШ - калиевый полевой шпат, ПИР - пироксен, ПЛ - плагиоклаз, ЦВ - цветные минералы.
выми дацитами с примесью не более 1% биотитовых дацитов. Гранодиорит-порфиры, по данным К. Н. Рудича, имеют резкие контакты и постепенные переходы с дацитами, среди которых слагают пологие плитные тела: резкие с зонами закалки контакты характерны для апикальных, постепенные переходы - для внутренних частей [б].
Гиперстеновые дациты - внешне сходны с верхнеаллахскими. Микрофельзитовая основная масса цементирует вкрапленники преобладающего среди них плагиоклаза N 35-45, реже N 53, калишпата, кварца, гиперстена с 42-44% железистого компонента и биотита. Средний состав: ПЛ - 31,б%; КПШ - 2%; KB - G,7%; БИ - 1,8%; ПИР - 4,1%, рудные и акцессорные минералы - 2%, основная масса - 57,б%. Среди акцессориев (апатит, циркон, ильменит, пирротин) важное место занимают кристаллы альмандина и пироп-альмандина, часто являющихся породообразующими [б].
Гранодиорит-порфиры - крупнопорфировые породы с микропегматитовой основной массой имеют средний состав: ПЛ - 39,8%; КПШ - 21,G%; KB - 17,1%; цветные минералы (биотит, амфибол, реликты пироксена) - б,5%, микропегматит - 13,3%, акцессорные и рудные минералы (циркон, апатит, сфен, магнетит, иногда обильный альмандин) - 1,3% [7]. По наблюдениям автора содержание альмандина в иных телах гра-нодиорит-порфиров, как и в дацитах, таково, что он может считаться породообразующим минералом.
Андезито-дациты в виде силло- и дайкообразных тел встреченные в окружении массива отличаются от дацитов главной фации большей основностью плагиоклаза и большим содержанием гиперстена, ассоциирующего с пироп-альмандиновым гранатом.
Ассоциации маложелезистого гиперстена с пироп-альмандином и двух пироксе-нов с калишпатом, как известно, типичны для сухих чарнокитовых магм, формирующихся в зонах гранулитового метаморфизма. Первая присуща Тарынскому, вторая -Верхне-Аллахскому субвулканам.
Важным отличием минеральных парагенезисов субвулканов является частичное (местами полное) замещение гиперстена роговой обманкой в дацитах Верхне-Аллахского массива и отсутствие роговой обманки в Тарынских дацитах, свидетельствующие о различиях в эволюции магматического расплава в зонах зарождения чарно-китоидного расплава или на его пути к поверхности: в первом случае с гидратацией в исходной или промежуточной камере в условиях амфиболитового метаморфизма, во втором - без гидратации. В гранулитовой зоне, видимо, сформирован и парагенезис вкраплений альмандина и маложелезистого кордиерита, зафиксированный автором в вулканических андезито-дацитах, непосредственно подстилающих Верхне-Аллахский субвулкан. Становление чарнокитоидных комплексов соответствует, очевидно, максимуму развития прогрессивного позднемезозойского метаморфизма.
Показательно, что наиболее яркие следы этого максимума проявились в геоанти-клинальных частях геосинклинальных трогов, и поэтому постоянно совпадающие с ареалами чарнокитоидного магматизма региональные поля гравитационных минимумов, вероятнее всего, отвечают ареалам гранитизации и разуплотнения, а не прогибам в рельефе поверхности консолидированной коры, как считают многие геофизики и тектонисты [8].
Дациты Верхне-Аллахского и Тарынского субвулканов пересыщены кремнекис-лотой и умеренно обогащены щелочами и в большинстве случаев пересыщены глиноземом. Адамелит- и гранодиорит-порфиры и их равномернокристаллические аналоги отличаются преобладанием нормальных пород, умеренно богатых щелочами и наличием щелочных разновидностей с коэффициентом щелочности до 1,14. В целом породы комплексов близки к средним типам, отличаясь от них несколько повышенной щелочностью калиево-натриевого типа и известковистостью.
По геохимии пород формации наиболее полные сведения получены автором при изучении Верхне-Аллахского массива и В. Г. Суховерковым - при картировании Та-
рынского. Породы первого обогащены серебром, оловом и мышьяком, цинком и молибденом. Эти данные согласуются с материалами по рудоносности массивов, несущих золото-серебряное, олово-серебряное, олово-серебро-полиметаллическое оруденение.
Гранит-риолитовая субвулканическая формация, также впервые выделенная автором, представлена крупными массивами, штоками и дайками.
Среди многочисленных меловых риолитовых субвулканов наилучшим образом изучены субвулканы винтохалыинского и буордахского комплексов.
Винтохалыинский комплекс. Из южноверхоянских риолитовых субвулканов наибольшей известностью пользуется Винто-Халыинский, изученный Н.В. Ичетовкиным и автором. Форма массива - вытянутая с юга на север линза площадью - более 200 кв. км, вертикальным врезом - до 1,5 км. Контактовые поверхности и подстилающие породы наклонены внутрь массива. Здесь, в северной переклинали близмеридио-нальной Юдомской вулкано-тектонической депрессии, после извержений лав среднего, а затем кислого состава, происшедших в конце альба начале сеномана, в центральную часть депрессии без ощутимого перерыва в магматической деятельности внедрилась огромная масса кислой магмы, в процессе быстрой кристаллизации которой почти у поверхности сформировался крупный риолитовый субвулканический массив. Сложное по форме решетчато-этажное интрузивное образование гранит-порфирового состава, пронизавшее риолиты, выкристаллизовано из той же порции магмы, затвердевшей в гипабиссальных условиях. Радиологический возраст риолитов 95 млн. лет. Перекрываются породы этого и подобных ему субвулканов свитой пестроцветных игнимбритов кислого состава с остатками позднемеловых хвойных. В соседней Нитканской впадине в низах свиты О. П. Разгонов и автор описали глыбы гранит-порфиров и риолитов.
Массивные риолиты - среднепорфировые, полифировые, близкие к невадитам породы имеют состав: ПЛ - 13,0%; КПШ - 22,7%; КВ - 14,6%; ЦВ - 2,9%; рудн. -
0,4%; осн. масса - 46,5%. Плагиоклаз внутренних зон имеет - N 32-37 и внешний -N 28. Цветные - роговая обманка и биотит. Основная масса - фельзит с участками мик-рогранитового строения. Гранит-порфиры - крупнопорфировые породы состава: ПЛ -14,4%; КПШ - 29,6%; КВ - 10,4%; БИ - 1,0%; осн. масса - 45,5%, имеет микрогранито-вое строение. Спектр акцессорных минералов у риолитов и гранит-порфиров сходен: циркон, апатит, ильменит, гранат, реже ортит, флюорит и др.
Породы могут быть отнесены к типу пород пересыщенных кремнекислотой, умеренно богатых щелочами, существенно калиевых с равным долевым участием нормальных и пересыщенных алюминием. Последние характеризуются относительно меньшим содержанием щелочей и полевошпатовой извести и большим количеством железомагнезиальных компонентов в сравнении с более щелочными и лейкократовыми нормальными породами. Коэффициент щелочности последних обычно больше единицы.
Буордахский комплекс представлен одноименным и серией других кислых субвулканов в составе Уяндино-Ясачненского пояса в пределах хребта Черского. Буордахский субвулкан крупнейший из них и наиболее типичный, изученный К.Н. Рудичем [9]. Его породами сложена наивысшая в Верхояно-Колымской складчатой системе вершина - пик Победы высотой 3147 м. Массив представляет собой огромное каплевидное в плане тело с расширенной северной и утоненной южной частями, ориентированное длинной осью под углом 45° к Дарпирскому разлому и на этом основании связывается с его оперением, отвечающим этапу правобоковых перемещений. Площадь массива без учета его южного фланга, рассматриваемого как самостоятельный Кыгыл-Хаинский субвулкан, составляет 675 кв. км, т. е. по размерам он не уступает средним батолитам Главного пояса. В поперечном разрезе субвулкан имеет на юге клинообразную, на севере чашеобразную форму. Контакты массива в первом случае секущие, во втором -согласные с напластованием осадочных и вулканогенных пород, падающих к центру
массива. Ответвления в виде межслоевых инъекций, секущих штоков и даек проникают на расстояния до 1,5 км от контакта. В сложении субвулкана участвуют субщелочные и лейкократовые риолиты, реже трахириолиты, т. е. субвулканы в смысле состава идентичны не гранитовой, как считалось, а лейкогранитовой и лейгранит-граносиенитовой формациям. Риолиты образуют главную фацию. Комплекс пронизывающих силлов представлен гранит-порфирами.
Наличие в риолитах обломков гранитов типа эрикитских одноименного батолита и данные калий-аргоновых датировок побудили считать Право-Интахский и сходный с ним Буордахский субвулканы позднемеловыми образованиями.
Химизм пород субвулканов позволяет относить их к группе пород умеренно богатых и богатых щелочами (7,5-8,5% щелочных окислов).
Геохимические особенности риолитов и гранит-порфиров меловых комплексов охарактеризованы автором на материалах массовых анализов пород Винто-Халыинского субвулкана. В них в надкларковых количествах находятся олово - 3-8%; свинец - 0,7-3,3%; серебро - 6,4%; золото - 1,4%; бор - 0,5-1,5%; никель - 1,2%; ванадий - 1,6% кларка кислых пород.
Рудоносность риолитовых субвулканов обильна и разнообразна: в Винто-Халыинском локализованы месторождения касситерит-сульфидной формации и редкометальные проявления; в уяндино-ясанчненских субвулканах - золото-серебряное и золото-барит-полиметаллическое оруденение. Особое внимание привлекает концентрированное в малых субвулканических телах олово-порфировое и редкометальнооловянное оруденение Полоусненского района и Чохчуро-Чокурдахской зоны.
Ниже приводится описание некоторых наиболее характерных рудных формаций, образующих месторождения в телах крупных кислых субвулканов.
Касситерит-силикатная формация представлена двумя минеральными типами: хлорит-кварцевым и турмалин-кварцевым. Первый образует значительные месторождения, такие как Хаардахское непосредственно в теле субвулкана, второй ассоциирует с малыми телами субвулканических пород.
Хаардахское месторождение открыто, в течение ряда лет изучалось автором и детально описано им в статьях [10]. Локализовано оно на восточном фланге Юдомской вулканической депрессии. Вмещают его породы Верхне-Аллахского субвулкана, погружающиеся под него вулканиты мела и породы терригенного (пермь-триас) комплекса. Четковидные оловорудные тела локализованы в субвертикальных зонах разломов двух направлений: северо-западного и северовосточного. Многокилометровые зоны пересекают разнообразные изверженные и осадочные породы, сохраняя при этом постоянный минеральный состав и облик. Это свидетельствует о генерации оруденения крупным глубоко залегающим источником, видимо, гранитоидным массивом. На это указывает и состав внутрирудных даек (гранит- и гранодиорит-порфиры), и необычный для месторождений субвулканического типа более чем километровый вертикальный размах оруденения. Рудные тела представлены касситерит-хлорит-кварцевыми жилами, касситеритоносными зонами метасоматической хлоритизации и прожилково-метасоматического окварцевания и минерализованными зонами дробления. Изучение трещиноватости пород показало, что рудовмещающие разрывы в момент минералооб-разования представляли собой сдвиги. Вертикальное падение и меридиональное простирание кварцевых прожилков в зонах показывает, что северо-западные зоны функционировали как правые сдвиги, а северо-восточные - как левые, что подразумевает близмеридиональное сжатие в момент рудоотложения.
Рудоотложение протекало на фоне непрекращающейся вулканической деятельности. Главный рудный этап по рудным обломкам в игнимбритах фиксирован во времени между первыми эруптивными выбросами вулканических аппаратов и последующими
извержениями игнимбритов верхнекогарской свиты, что позволяет считать оруденение сеноманским.
Минералогическими особенностями месторождения являются дисперсный характер касситерита, наличие колломорфных хлорит-касситеритовых агрегатов, широкое развитие железистого хлорита, присутствие гематита и флюорита, незначительная роль сульфидов и отсутствие минералов бора. В отдельных пробах содержание золота превышает 10 г/т, что требует специального изучения. Образование месторождения происходило в три стадии, из которых последняя отделена внедрением кислых даек и образованием горизонта игнимбритов. Касситерит отложился, в основном, в первую стадию. Рудоотложение предварялось и сопровождалось интенсивным метасоматизмом вмещающих алюмосиликатных пород, главным образом их хлоритизацией.
К турмалиновому типу касситерит-силикатной формации отнесено Хороньское месторождение и ряд рудопроявлений. Месторождение характеризуется по материалам Н.Г. Андриянова и др. [9]. Расположено оно в раме Нитканской вулканотектонической депрессии и относится к группе жильно-стратиформных. Основные рудные тела представляют собой пластовые залежи турмалин-сульфидно-кварцевого состава, локализованные в ороговикованной флишоидной толще менкеченской свиты, прорванной штоками, силлами и дайками гранодиорит-порфиров, среди которых различаются дорудные и пострудные. В пределах рудного поля интенсивно проявлено площадное метасоматическое преобразование пород: грейзенизация, сопряженная с турмалинизацией, и пропилитизация. Характерны пликативные формы - брахиантик-линали и флексуры. Состав руд меняется от существенно кварцевого до полисульфид-ного. Разведано несколько протяженных залежей в стратиграфическом интервале около 200 м. В секущих жилах и пластовых залежах состав руд сходен. Оруденение Хоронь-ского поля многостадийное, но касситерит отложился почти целиком в одну кассите-рит-кварцевую стадию [9].
Касситерит-сульфидные месторождения принадлежат к двум минеральным типам: хлорит-арсенопирит-пирротиновому и галенит-сфалеритовому. К первому относятся многочисленные месторождения, приуроченные к сульфидизированным полям роговиков над скрытыми гранитоидными массивами небольшого размера, ассоциированные с пучками даек кислого и среднего составов. Таковы Имтачанское, Угамытское, Эрикагское и другие месторождения, представленные сериями кварцево-полисульфидных, существенно пирротиновых жил. На флангах роговиковых полей состав сульфидного выполнения меняется и происходит смена первого минерального типа вторым, галенит-сфалеритовым.
На Имтачанском месторождении, наиболее изученном, разведанное главное рудное тело представляет собой протяженную жилу сложной конфигурации в близвер-тикальной минерализованной зоне регионального Имтачанского разлома северовосточной сунтарской системы. Это сравнительно небольшое месторождение разведывалось как фланг крупного серебро-свинцового галенит-сульфоантимонитового Верх-не-Менкеченского месторождения. По данным автора руды этих объектов разновозрастны, причем относительно низкотемпературные серебро-свинцовые руды предшествуют не только касситерит-сульфидным, но и массиву, с которым связаны последние. Олово в данном минеральном типе отложено в раннюю касситерит-хлорит-кварцевую стадию (часто совместно с вольфрамитом) и меньших количествах в последующую кварц-арсенопирит-пирротиновую.
Галенит-сфалеритовый тип касситерит-сульфидной формации и галенит-марматит-пирротиновый минеральный тип свинцово-цинковых месторождений в минералогическом и генетическом отношении тождественны (месторождения Подвешенное, Кутинское, Ниванджинекое, Зарницинское, Джатонское и др.) и поэтому рассмат-
риваются совместно. Их особенности характеризуются по данным Д.А. Дорофеева на примере наиболее значительных объектов, сосредоточенных в породах Юдомской вул-кано-тектонической депрессии, в основном в телах Вино-Халыинского и Верхнее-Аллахского субвулканов.
Рудовмещающие протяженные крутопадающие нарушения имеют северозападное, реже меридиональное и еще реже - северо-восточное направление. Морфология рудных тел изменчива: жилы выполнения, минерализованные зоны дробления, пояса сетчато-прожилковых и вкрапленных руд. Широко развиты зоны гидротермального изменения пород. Вертикальная зональность, выраженная в тяготении пирротина к нижним частям, сфалерита к средним и галенита к верхним горизонтам, проявлена довольно отчетливо, при этом на всех уровнях первым отлагался доминирующий минерал, последним - подчиненный. Образование минералов олова начиналось с окисной формы в раннюю стадию и достигало максимума в главную сульфидную стадию, когда отлагались тиостаннаты меди и свинца. Последующее окварцевание сопровождалось распадом тиостаннатов и образованием позднего дисперсного касситерита. Преимущественное развитие одностадийных руд с элементами телескопирования предполагает небольшую глубину источника оруденения. Тесное ассоциирование с гранитоидными массивами и субвулканами позволяет относить данные минеральные типы месторождений к плутоногенному и субвулканическому классам.
Уникальный сфалерит-альмандин-сидерофиллитовый минеральный тип выделен автором на примере рудных тел Астрочанского проявления в контактовом ореоле Эм-кырчанского лейкогранитового массива. В биотитовых роговиках по терригенным и кислым субвулканическим породам локализованы жилы и залежи, своеобразных руд сложного сульфидно-силикатного состава. Сульфиды, гранат, биотит и цинковая шпинель (ганит) образуют парагенетическую ассоциацию: сфалерит пропитывает биотито-вый агрегат без каких-либо реакционных взаимоотношений между ними; цементируя гранат, сфалерит одновременно наблюдается в виде включений в зонах роста гранатовых кристаллов; октаэдры синего ганита рассеяны в биотите. До исследований автора эти руды относились к скарнам, гранат считался гроссуляр - андрадитом, зеленоватый биотит - хлоритом. Между тем химический анализ граната показал следующие содержания компонентов: альмандин - 91,6%, пироп - 3,0%, спессартин - 5,4% - биотит оказался сидерофиллитом. Другие типы минерализации, в том числе молибденит- и касси-терит-кварцевые, накладываются на гранат-биотит-сульфидные руды, изменяя их состав, замещая, в частности, биотит мусковитом.
Природа этих руд автору не вполне понятна. Высказанное им ранее предположение о том, что руды представляют собой высокотемпературные контактовые метамор-фиты по хлорит-полиметаллическим рудам предшествующих лейкогранитам магматического и рудного этапов, остается в силе.
Графитовая рудная формация также тесно ассоциирует с кислыми субвулканами. Линзы графитоносных пород мощностью до 10 м и длинной в сотни метров с содержанием графита до 50% давно обнаружены среди пород Тарынского субвулкана (месторождение Аид и Бастакы-Тутура и др.) [11].
В вулкано-субвулканической толще, примыкающей с юга к телам Верхнее-Халыинского гранодиоритового массива и ассоциированного с ним Джотысканского дацит-гранодиорит-порфирового субвулкана, автор в 1966 г. наблюдал дайки крупнопорфировых кислых пород, насыщенных вкрапленностью графита. Причем графит присутствовал не только в основной массе, но и во вкраплениях полевого шпата, в которых зоны роста крупных кристаллов чередовались с зонами роста графита, что доказывало их совместную кристаллизацию из расплава. Позднее в этой толще были обнаружены залежи графита промышленных масштабов.
В Верхоянско-Колымской складчатой системе известны и другие графитовые проявления, ассоциированные с малоглубинной и субвулканической гранитоидными ассоциациями, которые даже при ограниченных запасах заслуживают оценки как местный источник графита в развивающемся золотоплавильном производстве.
В «Опыте описательной минералогии», в томе I «Самородные элементы», В.И. Вернадский впервые свел воедино информацию обо всех известных генетических типах графита, среди которых охарактеризованы и магматические. Он приводит данные опытов Люци (1891), который доказал легкую растворимость графита в расплавленных силикатах и выделение его при остывании расплавов в кристаллическом виде. Как следует из многочисленных приведенных В. И. Вернадским примеров, кристаллический графит выделяется из гранитов, пегматитов, сиенитов, кварцевых порфиров, диоритов, диабазов, базальтов и кимберлитов. В. И. Вернадский предполагает, что выделение графита происходило не столько в результате прямой экстракции углерода из остывающей магмы, сколько в результате разложения летучих магматогенных соединений. Так, считает он, сформировались многие крупнейшие месторождения в Европе, разрабатывающиеся в течение столетий [12].
Таким образом, для Верхояно-Колымской части Восточной Сибири весьма характерны малые и чрезвычайно крупные батолитовой размерности магматические тела кислого и умереннокислого состава, принадлежащие к гранит-риолитовой, гранодиорит-дацитовой формациям субвулканического класса и обладающие не только специфическими наборами структурно-вещественных характеристик, но и типичными для них рудными формациями промышленных масштабов.
Примечания:
1. Волкодав ИТ. Магматические формации и цикличность геологических процессов Вер-хояно-Чукотской складчатой области // Геология полезных ископаемых Верхояно-Колымской складчатой системы. Якутск: Якут. кн. изд-во, 1984. С. 57-73.
2. . . // , -
сфера и экологические проблемы: материалы 3 Междунар. конф., г. Туапсе. Майкоп: Изд-во Адыг. гос. ун-та, 2005. С. 40-41.
3. Волкодав ИТ. Вулканно-субвулканические комплексы (Южное Верхоянье) // Вулканизм, биосфера и экологические проблемы: материалы 5 Междунар. конф., г. Туапсе. Майкоп: Изд-во Адыг. гос. ун-та, 2009. С. 31-32.
4. Шкодзинский B.C. Фазовая эволюция магм и петрогенезис. М.: Наука, 1985. 283 с.
5. . . -
комплекса (Южное Верхоянье) // Палеовулканология и проблемы вулканических формаций. Алма-Ата: Изд-во Каз. ССР, 1963. С. 117-128.
6. Рудич К.Н. Магматизм хребта Сарычева. М.: Госгеолтехиздат, 1959. 104 с.
7. / . .. . .: ,
1985. 248 с.
8. Рудич К.Н. Вулкано-плутонические формации цепи Черского. М.: Наука, 1966. 97 с.
9. . . -
// . :
СО АН ССР, 1978. С. 5-34.
10. . ., . ., . . -
( ) // -
- . : , 1984.
. 50-60.
11. Геология СССР. Т. XVIII. Якутская АССР. Полезные ископаемые. М.: Недра, 1979, 319 с.
12. Вернадский В И. Избранные сочинения: в 2 т. Т. 2. М.: Изд-во. АН СССР, 1955. 363 с.
