Геотектонические обстановки размещения полезных ископаемых.

Геотектонические (геодинамические) обстановки определяют характер и тип геологических процессов и соответствующий этим процессам тип оруденения, последующие изменения этого оруденения и его возможную сохранность. Разные геотектонические обстановки отличаются различным магматизмом, например, щелочные интрузии приурочены к внутриконтинентальным рифтовым зонам, трансформным разломам и горячим точкам. Геотектонические обстановки контролируют природу осадочных серий, их геометрию, мощность, состав и фациальные особенности, а следовательно, сингенетические, диагенетические и эпигенетические месторождения полезных ископаемых.

От геотектонической обстановки зависит характер и степень деформаций (разрывных или складчатых), метаморфизма, а также сохранность руд и вмещающих пород. Наконец, геотектонические обстановки определяют интенсивность теплопотока и геотермический градиент – важнейшие факторы циркуляции рудообразующих растворов и отложения рудной минерализации.

На современной поверхности Земли выделяется [3] четыре класса геотектонических обстановок, в каждом из которых различаются определенные типы (таблица 3).

Таблица 3

Обстоятельная характеристика металлогении выделенных типов геодинамических обстановок изложена в публикациях (Металлогения геодинамических обстановок, 1995 и др.). Здесь остановимся лишь на наиболее важных аспектах металлогении важнейших геодинамических обстановок.

1.3.Абиссальные впадины расположены на глубине от 2-3 км до 5-6 км (в среднем 4-5 км) от уровня мирового океана. Пелагические осадки представлены кремнистыми и известковыми илами, глубоководными глинами. В пределах абиссальных впадин (поля Кларион-Клиппертон, Калифорнийское, Центрально-Тихоокеанское и др.) сосредоточены колоссальные запасы комплексных (Fe, Mn, Ni, Cu, Co) руд в виде железо-марганцевых конкреций и корок. Их общие запасы оцениваются в 350-1700 миллиардов тонн!

3.2. Срединно-океанические хребты образованы в результате спрединга (раздвижения) литосферных плит; характеризуются значительной шириной (от сотен до тысячи километров) и протяженностью (до 60 тысяч километров!). Ультрамафиты верхней мантии - дуниты, гарцбургиты содержат залежи хромитовых руд (Кипр, Куба – мезозойские; Филлипины – третичные), с перидотитами и серпентинитами связаны месторождения никеля, железа, титана, золота, платиноидов, асбеста, талька и магнезита (Филлипины, Италия, Греция, позднемезозойские, раннетретичные). Базальты океанических хребов сопровождаются гидротермальными сульфидными рудами. Колчеданные медно-цинковые руды найдены почти во всех современных быстроспрединговых срединно-океаничесих хребтах.

3.3. Пассивные окраины континентов чаще всего возникают в результате спрединга океанического дна. Для них характерны следующие рудоносные геологические формации и полезные ископаемые: 1) черные сланцы, кремни, доломиты, обычно трансгессивно залегающие; месторождения фосфоритов (Перу, Западная Африка, современные образованя; Флорида, США, миоцен); 2) трансгресcивные глубоководные толщи морских осадков c рудами урана, цветных (Pb, Zn) и благородных (Au, Ag) металлов (Алум-Шейле, Швеция, кембрий); 3) мелководные морские обломочные породы с месторождениями железных руд типа Минетта (Западная Европа, юра; Восточные районы США, силур); 4) пески морских побережий - литоральные россыпи ильменита, рутила, циркона (Южная Африка, восточное побережье Австралии, современные); 5) погребенные карбонатные породы шельфовых зон с эпи- и сингенетическими полиметаллическими (Pb, Zn) месторождениями (Долина Миссисипи, США, кембрий, карбон; Ирландия, карбон; Южные Альпы, триас).

3.1.Дно спрединговых окраинных морей. Молодые окраинные моря (Японское, Восточно-Китайское, Южно-Китайское, Краллово, Тасманово) возникли в олигоцене – миоцене. Они характеризуются накоплением преимуществено терригенных осадков, мощность которых возрастает к континентам. Среди них обнаружены трубчатые каналы гидротерм заполненные сфалертом и опалом, сульфидные металлоносные отложения с медно-цинковой специализацией.

4. Трансформные разломы в континентальной кеоре разделяются на генетически связанные с диагоналной субдукцией океанического дна и на являющиеся продолжением океанических трансформных разломов. Возможным примером оруденения (по Л.Н.Овчинникову [33]) могут служить кальцит-кварцевые жилы и линзы с сульфидами сурьмы зоны трансформного кайнозойского разлома Чаман в Пакистане. С продолжениями океанических трансформных структур на континентах связываются месторождения карбонатитов в Анголе и Намибии (Африканский щит), Бразилии (Бразильский щит), алмазоносных кимберлитов (преимущественно мелового возраста месторождения Австралии, Западной Африки, Бразилии, а также месторождения Cu, Ni, Pt, Au, Ti в рассоенных юрских интрузиях базитов и гипербазитов (Фритуан, Западная Африка).

Редкой, но важной в металлогеническом отношении является обстановка структур пул-апарт (т.е. растянутый в сторону, сдвиго-раздвиг в переводе с английского).

4.Б. Пул-апарт-бассейны возникают на дне океана, в переходной зоне океан-континент, на континентальной коре (например, оз. Иссык-Куль) в результате образования коротких систем спрединга в связи с тансформными разломами. В пределах пул-апарт бассейнов океанического дна следует ожидать формирование стратиформного эксгаляционно-осадочного редкометального (U, W, Sn, Mo), железорудного, содержащего крупные концентрации редких (Ta, Nb) и редкоземельных (La, Ce и др.) элементов [26]. Однако на современном океаническом дне до сих пор не найдены такие месторождения, палеоаналоги которых широко развиты в палеозойских, реже мезозойских и позднедокембрийских складчато-надвиговых поясах (например, фольфрам-молибденовое месторождение Тырны-Ауз, касситеритовое стратиформное Ренисон-Белл, Австралия, железорудное с редкими и редкоземельными металлами Баян-Обо, Китай и др.).

2.Б. Коллизионные обстановки. Авторы методического руководства (Металлогения геодинамических обстановок, 1995) выделяют несколько геодинамических обстановок, связанных со столкновением литосферных плит (табл. 2), в каждой из которых формируются определенные типы полезных ископаемых. В зонах скучивания океанической коры возможно накопление черносланцевых пород, обогащенных золотом и фольфрамом, а также урана (Шмерхау, Германия). Особенно показательны ртутные, сурьмяно-ртутные и сурьмяные стратиформные залежи в карбонатных породах и листвинитах (Южно-Ферганский пояс, Тянь-Шань; Сигуаньшань, Китай). Возможны образования месторождений никеля на ранней стадии закрытия окраинного моря, хромитов и медно-цинковых колчеданных руд в верхних покровах и шарьяжах молодой океанической коры (Новая Каледония, Южный Урал).

В зонах столкновения островной дуги с континентом проявлены медно-цинковые колчеданные руды, золото-серебряные с марганцем, свинцом и медью(Мороуб, Папуа-Новая Гвинея).

В зонах столкновения микроконтинента с континентом характерен кислый магматизм (вулканиты, коллизионные граниты) с многочисленными месторождениями олова и вольфрама (грейзеновые и пегматитовые – Верхоянская группа, Главный оловоносный пояс Малайзии), золота (Верхоянье). Уран-молибденовые и молибден-урановые гидротермальные месторождения Восточного Забайкалья (Стрельцовское, Тулукеевское) приурочены к надвиговой структурно-металлогенической зоне на окраине палеоконтинента.

В зоне столкновения континентов гималайского типа рудообразование прявлено не столь значительно. К шовной зоне приурочены метаморфические месторождения магнезита, талька (в офиолитах). К покровам океанической коры приурочены хромитовые руды, залежи медно-цинковых и марганцевых руд. Ураноносные песчаники месторождения Сивилик (Гималаи) залегают на поддвигаемой пассивной окраине континента.

В зоне столкновения континентов кавказского типа показательны медно-молибденовые месторождения порфировой формации (Каджаран, Армения), марганцевые вулканогенно-осадочные руды (Чиатура, Грузия), медистые песчаники (Ферганский бассейн, Тянь-Шань).

1.А. Обстановки зон внутриплитной активизации. Сюда относятся так называемые «горячие точки», образованные в результате термальных процессов в глубинных зонах литосферных плит, а также рифты – предвестники зарождающихся границ плит. Внутриконтинентальные горячие точки и следы горячих точек характеризуются магматическими неорогенными образованиями:

а) щелочные базальты с россыпными месторождениями ювелирных камней (сафиры, рубины, шпинель, циркон);

б) карбонатиты с магматическими и метасоматическими месторождениями апатита, магнетита, флогопита, редких металлов (Ta, Nb, TR) (Кольский п-ов и др.);

в) агпаитовые (щелочные) граниты с гидротермальными месторождениями урана (Бокан-Маунтин, Аляска; Аппалачи);

г) плюмазитовые (глиноземстые) и агпаитовые граниты с постмагматическими месторождениями олова, ниобия (Плато Джос, Нигерия; Сент Фроансис, США; Рондония, Бразилия).

Внутриконтинентальные рифты и авлакогены (под авлакогенами подразумевают недоразвившиеся рифты). В рифтовых системах, в общем случае, вначале извергаются кислые и основные лавы, но по мере утонения прогрессирующего утонения континентальной коры проявление вулканизма становится типично океаническим базитовым. Геодинамические обстановки характеризуются определенным набором магматических и осадочных формаций с соответсвующими месторождениями полезных ископаемых:

Магматиты: а) базиты и гипербазиты с месторождениями медно-никелевых, хромитовых руд (Великая Дайка, Зимбабве, ранний протерозой; Бушвельдский комплекс ЮАР, ранний протерозой; Норильский рудный узел, Сибирь, палеозой);

б) карбонатиты с магматическими и метасоматическими месторождениями апатита, пирохлора, медно-урановых руд с редкометальной минерализацией, редкоземельных руд (Пилабара, ЮАР, протерозой; Томтор, Сибирь, поздний мел и др.);

в) базальтовый магматизм трапповой формации с месторождениями исландского шпата, драгоценных камней, магнетитовых железных руд (Сибирская провинция, рубины и сапфиры Кампутчии и Таиланда, Коршуновское, Рудногорское месторождения железных руд Ангаро-Илимской провинции, Сибирь);

г) щелочные комплексы с месторождениями апатита (Сынныр, Забайкалье).

Осадочные толщи и месторождения: 1) известковистые и битуминозные глинистые сланцы и подстилающие их эвапориты содержат страифицированные месторождения меди (Атлантическое побережье Африки, апт; медистые сланцы Северой Европы, пермь; медный пояс Замбии, Заира, поздний протерозой); 2) битуминозные глинистые сланцы в терригенных толщах со стратифицированными полиметаллическими (свинец, цинк, серебро) месторождениями типа Салливан (Салливан, Британская Колумбия, поздний протерозой; Маунт-Айза, Австралия, поздний протерозой и др.); 3) черные сланцы с месторождениями полиметаллических руд, золота, платиноидов (Амазонская зона разломов, мел; Прогиб Бенуэ, Нигерия, мел и др.); 4) озерные рассолы и эвапориты - современные месторождения солей натрия, калия, магнезита, фосфатов в Восточно-Африканском рифте; месторождения галита и сильвина Северного моря (эвапориты цехштейна, пермь).

С рифтогенными разломами связаны месторождения флюорита (запад Северной Америки, кайнозой; Восточно-Африканский рифт, Рейнский грабен), каврц-молибденитовые жилы в древнем фундаменте, содержащие серебро и арсениды кобальта и никеля (грабен Осло и рифт Кивино).