Регионально-метаморфические и литолого-формационные факторы локализации месторождений метаморфического типа

Основное положение модели метаморфогенного рудообразования заключается в том, что процесс зарождения и формирования, концентрации и рассеивания компонентов в месторождениях полностью определяется этапами и стадиями тектоно-метаморфического цикла в комплексах пород, оптимальных по Р-Т-условиям для образования определенных минерагенических и (или) металлогенических формаций. Из этого вытекает определение метаморфогенно-металлогенической формации, под которой следует понимать единый генетический ряд месторождений полезных ископаемых, образовавшихся в сходных литологостратиграфической и тектоно-метаморфической обстановках, возникших при различном геодинамическом режиме регионального метаморфизма (фации, фациальные серии), с которым связана геохимическая специализация формации и парагенетические ассоциации рудных компонентов месторождений независимо от возраста метаморфизма. Исходя из этого и основываясь на синтезе материалов по большинству известных месторождений полезных ископаемых, залегающих среди метаморфических комплексов, авторами разработана новая генетическая классификация месторождений метаморфогенного типа, в которой учтены, в противовес устаревшей классификации К.И. Богдановича, современные достижения как в изучении процессов регионального метаморфизма, так и металлогении метаморфогенных полезных ископаемых.

По отношению к региональному метаморфизму и сопровождающим его процессам дифференциации вещества месторождения метаморфогенного типа подразделяются на три класса: 1 — ортометаморфические, в которых образование рудных и (или) нерудных парагенезисов, являющихся полезными ископаемыми, определяется процессом регионального метаморфизма и особенно сопровождающим его процессом метасоматоза; 2 — прометаморфические, в которых промышленные концентрации полезного компонента возникли до регионального метаморфизма (в результате седиментации, выветривания, вулканизма, интрузивного магматизма), а процессы метаморфизма лишь изменили минеральный состав, качество руд и их концентрацию и 3 — реометаморфические, промышленные руды которых возникли в результате переотложения и обогащения первично рассеянных при седиментации и магматической деятельности рудогенных элементов путем метасоматической мобилизации, сопровождающей метаморфические преобразования.

Ортометаморфический класс месторождений в генетическом аспекте включает в себя палингенно-метасоматические и гидротермально-метасоматические формации. Естественно, что в противоположность прометаморфическим месторождениям, в формировании и локализации месторождений ортометаморфического класса ведущая роль принадлежит фактору регионального метаморфизма, так как металлогеническая специализация метаморфических комплексов в данном случае определяется термодинамическим режимом и общей геохимической обстановкой. Однако и в этом случае удается подметить влияние литолого-формационных особенностей рудовмещающих толщ на формирование месторождений этого класса.

Так например, роль литолого-стратиграфического фактора в локализации пегматитовых месторождений была установлена давно, однако в классической форме его значение было показано только на примере формации мусковитовых пегматитов. Как известно, стратиграфический разрез пегматитвмещающих комплексов большинства мусковитовых провинций мира, в основном, определяется переслаиванием биотитовых, гранат-биотитовых, дистен (силлиманит)-гранат-биотитовых, ставролит-гранат-биотитовых, ставролит-дистен (силлиманит)-гранат-биотитовых гнейсов и кристаллических сланцев, скаполит-, цоизит-, диопсид- и амфиболсодержащих гнейсов и сланцев, кварцитов и мраморов (Северо-Байкальская, Восточно-Саянская, Южно-Енисейская, Таймырская, Становая, Беломорская, Уральская провинции, пегматиты Украинского докембрийского массива, Южно-Чуйское поле, пегматиты Индии — Бихарское, Раджастанское, Неллурское поля, пегматиты Северо-Восточного Китая, Центральной Австралии, Абиссинского плоскогорья, Минас-Жерайской провинции — Бразилия, Аппалачского пояса и других более мелких полей). Если при анализе стратиграфического разреза указанных районов использовать методику М.А. Завалишина и Н.А. Львовой, примененную ими для Северо-Байкальской провинции, Е.И. Чуйкиной — для Беломорской провинции, — А.А. Савельева — для Восточного Саяна, то окажется, что все мусковитовые провинции, поля и отдельные месторождения формируются в структурно-фациальных зонах, в которых происходило накопление мощных терригенных толщ флишоидной формации с подформациями карбонатного и терригенного флиша.

Таким образом, состав парагенетических ассоциаций вмещающих пегматиты пород показывает, что подавляющее большинство слюдоносных провинций принадлежит к миогеосинклинальной группе формаций (тектогенные обломочные формации). Эти формации отвечают ранним (начальным) и средним стадиям тектонического цикла: 1) флишоидная подформация аспидной формации, 2) флишевая формация с подформациями карбонатного и терригенного флиша. Классификация осадочных формаций, как известно, основывается на изучении характеристик неметаморфизованных или слабометаморфизованных толщ. Слюдоносные пегматиты, наоборот, размещены в породах сильных степеней метаморфизма, в которых элементы первично осадочного или осадочно-вулканогенного происхождения устанавливаются с трудом. Поэтому установление палеогеографических условий осадконакопления пегматитвмещающих комплексов пород и восстановление состава первичного осадка при абстрагировании от влияния процессов регионального метаморфизма имеет первостепенное значение при формационном анализе метаморфических пород в слюдоносных провинциях. Эталоном в этом направлении могут служить исследования М.А. Завалишина и Н.А. Львовой. Развивая начатые в этом направлении исследования, М.А. Завалишин и его последователи в последних работах в стратиграфическом разрезе одной из продуктивных свит мамской кристаллической толщи выделили сопоставляемые с элементами осадочного ритма литофации: кремнеземистую, глиноземистую, карбонатную, алевро-глинистую и литофацию кварцевых песков и попытались с позиций литологического контроля рассмотреть приуроченность мусковитоносных пегматитовых жил к породам определенных литофаций. Однако при всех прочих равных условиях необходимо иметь в виду, что горизонты высокоглинозем,истых метапелитов при процессах пегматизации и мусковитизации создают кислотную обстановку среды, способствующую образованию в стадию кислотного выщелачивания промышленных концентраций мусковита в пегматитовых жилах. Подобные оптимальные условия возникают только при региональном метаморфизме дистен-силлиманитовой фациальной серии, фации альмандиновых амфиболитов.

Вопрос о литолого-стратиграфическом факторе контроля для редкометальной и редкометально-мусковитовой формаций пегматитов разработан недостаточно. В настоящее время отчетливо установлено, что редкометалькые пегматиты характерны для комплексов, в которых проявлен высокотемпературный метаморфизм с режимом, отвечающим андалузит-силлиманитовой фациальной серии — фации куммингтонитовых амфиболитов (Абчадское пегматитовое поле в Северном Прибайкалье, пегматитовые поля Забайкалья и хр. Хамар-Дабан, Ю. Финляндии, Швеции, в районе оз. Шарлеруа в Канаде). Пегматитовые месторождения с редкометально-мусковитовой минерализацией обычно связаны с глиноземистыми осадочными формациями, метаморфизованными в Т-Р-условиях промежуточной фациальной серии (пегматитовые поля Южно-Чуйского хребта в Горном Алтае, Таймыр) или в полиметаморфических комплексах, где наблюдается наложение высокотемпературного метаморфизма андалузит-силлиманитовой фациальной серии на кианит-силлиманитовую, либо наоборот (месторождения штатов Раджастхан, Бихар в Индии; штата Минас-Жерайс в Бразилии и Кольского полуострова).

Также не исследован вопрос о влиянии литолого-стратиграфического фактора на локализацию редкоземельных пегматитов, хотя Г.Г. Родионовым уже давно подчеркивалось, что эта пегматитовая формация контролируется гиперстенсодержащими гнейсами гранулитовой фации метаморфизма (Алданский щит, Енисейский кряж).

В качестве другого примера ортометаморфической формации гидротермально-метасоматического генезиса можно привести флогопитовые и железорудные месторождения Алдана, флогопитовые месторождения Прибайкалья, Мадагаскара, Кореи, Индии, Канады, локализованные в толщах кристаллических сланцев гранулитовой фации, содержащих прослои доломитовых мраморов и кальцифиров.

Как показали многочисленные исследования в Алданском горнопромышленном районе железорудные и флогопитовые месторождения локализуются в определенных продуктивных горизонтах, содержащих в своем составе доломитовые мраморы. Этот факт как будто бы бесспорно говорит о большом металлогеническом значении исходных метаморфических толщ, как источника магния и кальция при формировании флогопитовых месторождений. Однако в генетическом плане для этих месторождений существует несколько, иногда взаимно исключающих точек зрения, в которых роль литолого-стратиграфического фактора рассматривается различно. Так, Д.П. Сердюченко придает этому фактору решающую роль, тогда как другие исследователи ведущим считают или фактор базификации при процессах гранитизации, или магматический фактор, или фактор регионального метаморфизма. При этом, как считает М.Е. Салье и др., формирование этих месторождений происходило только на регрессивном этапе метаморфизма гранулитовой фации при умеренном, либо пониженном давлении, тогда как Д.А. Михайлов образование этих месторождений связывает с регрессивным этапом диафтореза амфиболитовой фации по гранулитам.

В отличие от рассмотренных месторождений для класса про метаморфических и (или) параметаморфических месторождений литолого-стратиграфический фактор имеет решающее значение. Примером этому могут служить разнообразные генетические формации метамагматических и (или) постмагматических, метаэффузивных и метаэффузивно-осадочных, метаосадочиых и метадеструкционных месторождений.

Так, с метаэффузивно-осадочными формациями эвгеосинклинальных зон связаны серно- и медноколчеданные месторождения (Сибай, Учалы — Урал, Парандово, Хаутовара — Карелия; Чероки, Кноб — США) и марганцовистые (Караджал — Россия; Дарвар — Индия, Hcyта — Гана) рудные формации. К железисто-кремнистой формации приурочена большая часть железорудных месторождений мира (Кривой Рог, КМА, Костомукша, Оленегорское — Россия; железистые кварциты Канады, Австралии, США, Бразилии, Индии, Китая). Метамор-физованные осадочные толщи, включающие флишоидные и карбонатные формации, вмещают колчеданно-полиметаллические или полиметаллические месторождения (Филизчай, Кизил-Даре — Закавказье; Текели — Казахстан; Балмат-Эдуарде — США). Специфические формации — ураноносных и золотоносных конгломератов (Витватерсранд в Южной Африке, Жакобина в Бразилии, Блайнд-Ривер в Канаде), графитовая (Украина, Канада, Мадагаскар) и медистых песчаников (Удокан в Восточной Сибири, месторождения медного пояса в Замбии)— представлены определенными литологическими разновидностями осадочных пород, которые входят в формационные ряды, характеризующие специфические геотектонические условия.

Однако при прогнозировании месторождений такого рода необходимо принимать во внимание не только литолого-формационные особенности толщ, но также характер и степень регионального метаморфизма, так как последний может весьма существенно изменять вид минерального сырья и влиять на разубоживание или концентрацию первичного рудного вещества, сформированного до метаморфизма. Степень таких изменений определяется термодинамическими условиями метаморфизма, причем ведущая роль здесь принадлежит тепловому режиму и величинам отношения температуры и давления, что связано с общей геохимической обстановкой в подвижных областях и их тектоническим режимом.

Так, в областях однородного метаморфизма цеолитовой и пренит-пумпеллиитовой фации с метаэффузивами базальтоидных формаций связаны месторождения и рудопроявления самородной меди (Черный Бугор — Урал; Мичиган — США), а с зеленосланцевой и амфиболитовой фациями — серно- и медноколчеданных руд. Марганцевые руды, связанные с этими же вулканогенными формациями представлены в областях развития метаморфизма зеленосланцеватой фации окисно-родонитовыми рудами и гондитовыми филлитами (Приаргунье, Ханкайский массив — Россия; Нсута — Гана); в амфиболитовой фации — гондитами с окисно-спессартиновыми рудами (Дарвар — Индия), а в гранулитовой — кодуритами (силикатно-марганцевыми рудами — Индия).

Железорудная, связанная с метаэффузивно-осадочными породами, представлена железистыми кварцитами, распространенными в областях проявления метаморфизма в зеленосланцеватой и амфиболитовой фации и эулизитами среди метаморфизованных пород гранулитовой фации.

В этих случаях налицо изменение минерального состава руд при возрастании степени регионального метаморфизма, причем метаморфизм гранулитовой фации переводит промышленные окисные руды в непромышленные силикатные, добыча которых в настоящее время нерентабельна. Более благоприятным, особенно для железорудных формаций, является тот случай, когда эти формации испытывают или первичный метаморфизм амфиболитовой фации, или наложенные в этих условиях преобразования. При этом не только улучшается качество прометаморфических руд, но становится возможным и образование богатых переотложенных реометаморфических залежей.

Появление промышленных концентраций глинозема, хотя и определяется литолого-формационными факторами, предопределяющими их образование среди метаосадочных пород (месторождения Северо-Байкальского нагорья, Мугоджар, Китойское в Восточных Саянах, Чаустинское в Горном Алтае) и метаморфизованных кор выветривания, которые выделяются как метадеструкционные формации (Патомское нагорье — Восточная Сибирь, Кейвы — Кольский полуостров), все же в значительной мере связано с характером термодинамического режима регионального метаморфизма. Так, при метаморфизме в зеленосланцевой фации образуются диаспоровые руды (Патомское нагорье в Восточной Сибири), в амфиболитовой фации андалузит-силлиманитовой фациальной серии — андалузитовые руды (Китойское месторождение в Восточных Саянах) в гранулитовой — корунд-силлиманитовые руды (месторождение Южной Австралии). При региональном метаморфизме кианит-силлиманитовой фациальной серии формировались кианитовые руды Чаустинского месторождения в Горном Алтае, Северо-Байкальского нагорья и корундово-кианитовые руды Южной Якутии. При наложении неоднократного метаморфизма различных фациальных серий на глиноземистые породы, метаморфизованные либо в гранулитовой, либо в амфиболитовой фации, образуются комплексные руды, сложенные кианитом, андалузитом и силлиманитом, как в месторождениях свиты Кейв на Кольском полуострове.

Более сложные соотношения литолого-формационных и метаморфических факторов формирования оруденения выявляются для месторождений реометаморфического класса, который объединяет большую часть рудных формаций гидротермально-метаморфическо-го генезиса. Значительные промышленные концентрации рудных компонентов возникают здесь в связи с дифференциацией и мобилизацией вещества при регионально-метасоматических преобразованиях регрессивной стадии метаморфизма, таких как кислотное выщелачивание и связанный с ним магнезиальный метасоматоз, которые проявляются в строго определенной последовательности и сопровождают региональный метаморфизм и ультраметаморфизм. Это несомненно ставит метаморфический фактор локализации месторождений метаморфогенного типа реометаморфического класса на первое место. Вместе с тем, характер рудной минерализации во многом определяется также типом осадочных и вулканогенных формаций, являющихся в данном случае одновременно средой рудоотложения и источником рудных элементов. Так, метаморфические преобразования амфиболитовой фации андалузит-силлиманитовой фациальной серии, сопровождающиеся мигматизацией и последующим магнезиальным метасоматозом пород специфической лептитовой формации, привели к формированию метасоматитов, так называемых скёлей (кордиерит-андалузит-альмандиновых и кордиерит-жедрит-антофиллитовых пород) и ассоциирующих с ними колчеданно-полиметаллических руд месторождений Оммеберг и группы Фалун в Швеции, Ориярви и Айала в Финляндии.

Ранняя сфалерит-галенитовая минерализация в этих месторождениях обязана ранним регионально-метаморфическим преобразованиям пород лептитовой формации, а поздняя, халькопирит-пирротиновая, связана с магнезиальным метасоматозом. Кроме того, для ряда месторождений отмечается зависимость между металлогенической и метаморфической зональностью: в зоне ультраметаморфизма сохраняются пирротиновые руды, в зоне силлиманит-мусковит-альмандиновой субфации— халькопиритовые, а в зоне ставролитовых субфаций кумминг-тонит-амфиболитовой фации, сфалерит-галенитовые (месторождения Оммеберг и Шеллефтео в Швеции, рудопроявления в Северном Приладожье.

С толщами основных вулканитов и разнородных осадочных образований, включающих сульфидно-графитовые сланцы, ассоциируют медноколчеданные месторождения и рудопроявления (Коронейшн в Канаде, Сингхбум в Индии, Шеллефтео в Швеции, Оутокумпу в Финляндии, Чалка и Хаутоваара в Карелии), богатые вкрапленные и прожилковые руды в которых формируются в результате гидротермально-метасоматической мобилизации рудного вещества из вмещающих толщ при регрессивных преобразованиях стадии кислотного выщелачивания, наследующей регионально-метаморфические изменения низкотемпературной части амфиболитовой фации андалузит-силлиманитовой фациальной серии, и синхронного отложения рудных минералов в позднещелочную стадию, соответственно закономерностям, выявленным Д.С. Коржинским для послемагматических процессов.

Гидротермально-метаморфическая мобилизация является главным фактором при формировании месторождений золото-сульфидной формации, залегающей среди разнородных осадочных образований, метаморфизованных в зеленосланцевой и эпидот-амфиболитовой фациях (Верхнее Озеро — США; Раманджири —Индия; Йеллоунайф — Канада; Мурунтау — Узбекистан; Эльдорадо; Советское — Енисейский кряж, Ленские месторождения — Восточная Сибирь). Большая часть этих месторождений залегает в областях проявления зонального термодинамического регионального метаморфизма андалузит-силлиманитовой фациальной серии или же однородного метаморфизма зеленосланцеватой фации. Такие термодинамические условия определяют и режим последующих стадий метасоматического изменения и дифференциации вещества, ведущих к формированию метаморфогенных формаций сульфидных руд. Сульфидное оруденение, как показывает опыт изучения таких месторождений в метаморфических поясах различных фациальных серий, в том числе и высоких давлений, имеет тенденцию формироваться либо в областях проявления метаморфизма андалузит-силлиманитовой фациальной серии, либо на регрессивной стадии, сопровождающейся спадом давления в областях метаморфизма повышенного давления. Такая закономерность установлена для образования метаморфогенно-гидротермального медноколчеданного оруденения в гранулитах Лапландской и Кандалакшско-Колвицкой зон на Кольском полуострове, связанного с окварцеванием и куммингтонитизацией (кислотное выщелачивание и магнезиальный метасоматоз), для которых характерны минеральные ассоциации низкого давления.

Вместе с тем, литолого-формационные и тектонические особенности региона, предопределяющие присутствие в первичных вулканогенно-осадочных сульфидсодержащих толщах дометаморфических гипербазитов, наряду с регионально-метаморфическими и метасоматическими преобразованиями, способствующими мобилизации рудных компонентов из пород региона, являются необходимым звеном в образовании медно-никелевых и кобальтовых руд (месторождения Оутокумпу в Финляндии, Печенга, Алларечка, Ловно на Кольском полуострове).

Горизонты сульфидсодержащих черных сланцев, первично обогащенные органическим веществом и рудогенными элементами, не только создают при процессах регионального метаморфизма и последующих метасоматических преобразованиях восстановительную обстановку, благоприятную для образования сульфидов, но и служат источником рудных элементов и серы. Такие толщи вместе с залегающими в них магматическими телами (например, гипербазитами) являются благоприятной средой для образования реометаморфических сульфидных руд, а также служат своеобразными геохимическими барьерами, способствующими осаждению различных по геохимическим свойствам рудных элементов.

Таким образом формирование месторождений метаморфогенного типа является следствием процессов экзогенной и эндогенной дифференциации вещества земной коры, определенным образом сочетающихся в пространстве и во времени. Степень дифференцированности и фракционирования вещества увеличивается со временем при многократном повторении процессов осадкообразования, выветривания, магматизма и метаморфизма. Вместе с этим, в металлогенической эволюции земной коры устанавливается определенная последовательность. Так, для раннеархейского мегацикла являются характерными, главным образом, прометаморфические железорудные формации железистых кварцитов и эулизитов, графитовая, апатитовая и серноколчеданная формации. Позднеархейскому и раннепротерозойскому мегациклам, наряду с широким распространением прометаморфических месторождений железистых кварцитов, медистых песчаников и серного колчедана, свойственно появление орто- и реометаморфических месторождений флогопитовой, железорудных метасоматитов, серно-и медноколчеданной, глиноземистой и марганцовистой формаций. Для средне- и позднепротерозойского мегациклов характерно не только преобладание рео- и ортометаморфических месторождений, но усложнение и увеличение количества рудных формаций одного класса (формации редкометальных, редкометально-мусковитовых, мусковитовых пегматитов, серноколчеданных, медноколчеданных, колчеданно-полиметаллических, свинцово-цинковых, медно-кобальтовых, медно-никелевых, золото-сульфидных, мышьяково-золото-полиметаллических и других руд).

Выявление закономерностей в проявлении литолого-формационных и метаморфических факторов локализации месторождений метаморфогенного типа позволяет ставить вопрос о разработке металлогенической модели метаморфогенного рудообразования и выделении металлогенических эпох метаморфогенного рудообразования в докембрии.