Области протоактивизации

В конце архея — начале протерозоя стабилизированные блоки континентальной земной коры были рассечены крупными разломами и испытали интенсивные перемещения, сопровождавшиеся вулканизмом, осадконакоплением, прогрессивным и регрессивным метаморфизмом, внедрением интрузий, мощным и разнообразным эндогенным оруденением. Для обозначения этих явлений автор предложил термин «протоактивизация», а для соответствующих геотектонических элементов — «область протоактивизации».

Металлогению областей протоактивизации определяют расслоенные основные — ультраосновные интрузии с магматическими месторождениями железа, титана, хрома, платины, меди, никеля, некоторые редкометальные и мусковитовые пегматиты в ассоциации с гранитоидами, полиформационные магматические комплексы центрального типа, и, наконец, рудоносные щелочные метасоматиты в крупных разломах кристаллического фундамента.

В зависимости от ведущего рудообразующего процесса области протоактивизации могут быть разделены на три основных типа: тектоно-плутонический, тектоно-вулканический и тектоно-метасоматический.

С тектоно-плутоническим типом связано формирование гигантских расслоенных интрузий ультраосновного — основного состава (Великая Дайка Родезии, Бушвельд, Стилуотер и др.). Их внедрение знаменует новый этап в истории развития земной коры, в течение которого древнейшие стабильные массивы впервые были нарушены трансконтинентальными разломами. Рудоносные интрузивы эпохи протоактивизации имеют мантийное происхождение и рассекают не только кратоны, но также их протоплатформенный чехол. Такие соотношения наблюдаются на Канадском щите, где никеленосный массив Седбери пересекает слабо дислоцированные отложения гуронской серии, и в Южной Африке, где располагается знаменитый Бушвельдский комплекс (рис. 4).

Бушвельдский комплекс внедрился в протоплатформенные отложения системы Трансвааль 1950±150 млн. лет назад и кристаллизовался в две фазы в спокойной тектонической обстановке. Она способствовала глубокой дифференциации ультраосновных — основных пород первой фазы, с которой связаны разнообразные и крупные магматические месторождения — горизонты платиноносных хромшпинелидов и ванадиеносных титаномагнетоидов, а также трубообразные тела ультраосновных пегматоидов, содержащие магнетитовые, сульфидные медно-никелевые и апатитовые руды. Граниты второй фазы пересекают расслоенную серию ультраосновных — основных пород и сопровождаются пегматитовыми, грейзеновыми и гидротермальными месторождениями олова, а также проявлениями гидротермальных свинцовых, цинковых, флюоритовых и золотых руд. Великая Дайка Родезии с ее магматическими месторождениями хромитов имеет более древний возраст (2,5 млрд. лет). Это свидетельствует о том, что в разных блоках континентальной земной коры протоактивизация происходила в разное время.

С протоактивизацией тектоно-плутонического типа было также связано формирование первых в геологической истории магматических комплексов центрального типа. К их числу относится Октябрьский щелочной массив на Украинском щите и ультраосновной — щелочной комплекс Палабора в Южной Африке с его карбонатитами, сульфидными медными рудами, флогопитовыми и апатитовыми залежами.

Выделение областей протоактивизации тектоно-вулканического типа сопряжено со значительными трудностями. В ряде случаев главным критерием служит наложение прогрессивного метаморфизма на осадочно-вулканогенные комплексы, возникшие ранее в эпиконтинентальной обстановке. В качестве примера можно указать на Печенгский район в северо-западной части Кольского полуострова (рис. 5). Г.И. Горбунов установил, что сульфидные медно-никелевые месторождения Печенги имеют первично магматическое происхождение, пространственно и генетически ассоциируются с интрузиями ультрабазитов и вместе с тем обнаруживают явные признаки перераспределения руд под влиянием метаморфизма и гидротермальной деятельности. Главная часть месторождений размещается в печенгском осадочно-вулканогенном комплексе среди осадочных пород продуктивной свиты; некоторые месторождения залегают в гранито-гнейсах кольской серии.

Большинство исследователей связывают формирование печенгского осадочно-вулканогенного комплекса с развитием среднепротерозойской геосинклинали. Однако активные тектонические движения отразились только на составе нижних горизонтов печенгского комплекса, несогласно залегающих на гранито-гнейсах и представленных конгломератами, андезитами, базальтами и их туфами. Основная часть разреза печенгского комплекса представлена хорошо дифференцированными терригенными породами (алевролитами, песчаниками, филлитами) и покровами базальтов и трахибазальтов, излившимися в условиях стабильного тектонического режима. Палеотектонические реконструкции подтверждают вывод о формировании печенгского комплекса в «субплатформенных» условиях.

Эпиконтинентальный характер печенгского комплекса находится в резком контрасте с его зональным прогрессивным метаморфизмом в диапазоне от пренит-пумпеллиитовой до амфиболитовой фации, который происходил одновременно с крупными надвиговыми перемещениями среднепротерозойских пород и захватил подстилающие гранито-гнейсы. В результате прогрессивного дислокационного метаморфизма магматические сульфидные медно-никелевые руды испытали ремобилизацию и местами приобрели сланцеватую, плойчатую, бластомилонитовую текстуру. Тяготея к донным частям интрузий метаперидотитов, богатые эпигенетические руды распространяются во вмещающие метаморфические породы и контролируются зонами наложенных разрывных нарушений Наконец, для областей протоактивизации тектоно-метасоматического типа характерно проявление постметаморфического гидротермального оруденения в зонах крупных разломов кристаллического фундамента вне видимой связи с магматизмом. Рудоносные разломы протягиваются на десятки и даже сотни километров и приурочены к блокам земной коры континентального типа с мощным гранито-метаморфическим слоем.

Для крупных разломов, контролирующих размещение рудоносных щелочных метасоматитов, характерны структурные элементы глубинного типа — зоны инъекционных мигматитов и протоклаза, биотит-амфиболитовых бластомилонитов и бластокатаклазитов. Часто они сочетаются с более поздними эпидот-хлоритовыми милонитами и катаклазитами. При этом альбит-микроклиновые метасоматиты с танталом, ниобием и бериллиеносные микроклиниты контролируются структурными элементами, возникшими в условиях амфиболитовой фации, ураноносные альбититы — зонами регрессивного дислокационного метаморфизма зеленосланцевой фации. Формирование щелочных метасоматитов не отвечает схеме кислотно-щелочной дифференциации постмагматических растворов и обязано поступлению из верхней мантии щелочных флюидов, которые заимствовали рудные компоненты из вмещающих толщ. Отличительная особенность рудоносных щелочных метасоматитов — проявление вертикальной зональности, обусловленной падением температуры в медленно поднимающейся колонне постметаморфических гидротермальных растворов. Все это, вместе взятое, выделяет рудоносные щелочные метасоматиты среди других рудно-метасоматических формаций и дает основание считать их индикатором процесса протоактивизации.

Как правило, верхние части рудоносных разломов уничтожены эрозией. Ho в некоторых случаях они сохранились от размыва вместе с континентальными осадочно-вулканогенными отложениями, которые заполняют узкие троги, возникшие в результате протоактивизации. Такая ситуация наблюдается на Канадском щите в районе оз. Атабаска, где сосредоточены многочисленные гидротермальные месторождения урана (рис. 6). Они располагаются на периферии обширной неглубокой впадины, заполненной среднепротерозойскими песчаниками формации Атабаска, и контролируются крупными разломами в ее основании. Впадина наложена на архейский кратон и примыкающий к нему на юго-востоке раннепротерозойский подвижной пояс. Для архейских и нижнепротерозойских пород основания характерен региональный метаморфизм в условиях амфиболитовой и гранулитовой фаций. В зонах крупных разломов на него наложены интенсивный катаклаз и зеленокаменные изменения. К северу от оз. Атабаска с разломами сопряжены узкие прогибы, заполненные красноцветными конгломератами, аркозами и аргиллитами формации Мартин. Последняя достигает по мощности 5—6 км и содержит покровы и силлы базальтов и андезитов. Жильные и штокверковые урановые месторождения залегают среди гранито-гнейсов в мощных зонах регрессивного дислокационного метаморфизма и сопровождаются ореолами гидротермально измененных пород, сходных с натровыми метасоматитами. Никель-урановые месторождения локализуются в виде пологих лентообразных залежей на контакте формации Атабаска с подстилающими гранито-гнейсами и уходят корнями в основание впадины вдоль мощных зон катаклаза, милонитизации и низкотемпературных гидротермальных изменений. Радиологический возраст урановых месторождений 1,8 млрд. лет, никель-урановых — 1,2 млрд. лет. Предполагается, что и те и другие месторождения возникли путем мобилизации урана из благоприятных горизонтов метаморфогенными растворами.