Хингано-Охотский металлогенический пояс в концепции террейнов

Хингано-Охотский металлогенический пояс в концепции террейнов

Рассмотрено соответствие особенностей магматизма и металлогении Хингано-Охотского оловоносного пояса новым представлениям о геологическом развитии региона в позднеюрско-меловое время. Выделены два этапа формирования пояса.

Позднеюрско-раннемеловой этап характеризуется проявлениями субщелочного базальтоидного и андезитового (толеитового) магматизма и связанной с ним незначительной минерализацией Cu, Mo, Au. По мнению авторов, он мог быть обусловлен переходом от обстановки растяжения (рифтинга) к сжатию (субдукции).

Позднемеловой этап связан с плавлением сиалической коры в обстановках субдукции и трансформной окраины. Этому этапу соответствует главная для пояса оловянная минерализация.

Установлено, что составы магматических и рудных ассоциаций вулканических зон в значительной мере определяются природой и, соответственно, составом вмещающих террейнов и отмечают закономерное уменьшение их континентальности (сиаличности) с запада на восток.

There is considered the conformity of magmatism and metallogeny features of the Khingan-Okhotsk tin-bearing belt to new representations about geological development of region in Late Jurassic - Cretaceous time. Two stages of the belt formation are separated.

The Late Jurassic - Early Cretaceous stage is characterized by displays both subalkaline basalttiform and andesite (tholeiitic) magmatism and related insignificant Cu, Mo, Au mineralization. In opinion of the authors, magmatism could be caused by transition from conditions of a stretching (rifting) to compression (subduction).

The Late Cretaceous stage is connected to a melting of a sialic crust in conditions of a subduction and transformal margin. To this stage there corresponds main for the belt tin mineralization.

It is established, that the composition of magmatic and ore associations of volcanic zones are largely determined by a nature and, accordingly, by composition of the hosting terranes and show natural reduction of their continentality (sial) from west on east.

Хингано-Охотский металлогенический (оловоносный) пояс (Ициксон, 1958) как цепь в достаточной степени обособленных вулкано-плутонических сооружений пересекает разные по геологической природе структуры Востока Азии.

В южной части - это Малохинганский блок Бурея-Ханкайского супертеррейна, сложенный преимущественно гнейсами, сланцами, кварцитами, мраморами и амфиболитами архейско-раннепротерозойского возраста, которые перекрыты поздний протерозой-кембрийскими сланцами, филлитами и известняками. Специфика металлоносности блока на стадии формирования проявилась образованием залежей железо-марганцевых руд эксгаляционно-осадочного происхождения в нижнекембрийской толще и аномальном обогащении оловом позднепротерозойских осадочных пород. По неопубликованным данным Н.В. Огнянова, в отдельных горизонтах кварц-серицитовых сланцев содержание олова превышает кларковые в десятки раз. Постаккреционные комплексы представлены мелководными морскими отложениями девона, перми, триаса и юры.

В центральной части пояса вулканиты залегают на породах юрской аккреционной призмы (Баджало-Самаркинский террейн), в составе олистостромовых толщ которой совмещены олистолиты пород океанического происхождения (карбонаты и кремни) и шельфовые терригенные породы (аркозовые песчаники, конгломераты, реже, алевролиты). По преобладанию тех или иных пород в составе олистолитов террейн делится на две части: к северу от Ярап-Сюркумского широтного (трансформного) разлома среди олистолитов доминируют породы континентального происхождения, а южнее преобладают породы палеоокеана. По устному сообщению Б.И. Бурдэ, различия проявлены и в региональном геохимическом поле: северный блок обогащен оловом, а южный - халькофильными элементами.

На севере и северо-востоке в основании пояса располагаются Джагды-Кербинский, Ульбанский и Галамский террейны Монголо-Охотской аккреционно-складчатой системы, главная особенность которой, как известно, отсутствие или редуцированность гранито - гнейсового слоя коры.

Джагды-Кербинский террейн представляет чешуйчато-надвиговую зону мезозойской аккреционной призмы (Огнянов, 1990, не опубликовано). Тектонизированная толща, в составе которой спилиты и диабазы (10-15%), кремнисты породы (15-20%), известняки и терригенные отложения, в центральной по простиранию части надвинута на Буреинский и Баджальский террейны. Время формирования этого террейна, по данным датирования наиболее древних интрузивных тел, рвущих слагающие его породы, не моложе 145-155 млн лет.

Ульбанский террейн сложен преимущественно ранне - среднеюрскими турбидитами, с несогласием перекрытыми аналогичными образованиями келловейского возраста. Среди турбидитов присутствуют горизонты океанических кремнистых пород и вулканитов основного состава. Олистолиты, заключенные в турбидитовом матриксе, представлены преимущественно кембрийско-нижнеордовикскими известняками и кремнисто-терригенными породами с прослоями вулканитов основного состава.

Галамский террейн - палеозойская аккреционная призма, в составе которой также преобладают породы океанического происхождения.

Как геологическая структура Хингано-Охотский пояс с запада ограничивается зонами субмеридиональных разломов - Хингано-Буреинского и фрагментов Тастахского и Хунгари-Ляодунского, а в качестве восточной границы его обычно рассматриваются Среднеамурская и Чукчагирская впадины. В современных геодинамических схемах региона (см. рисунок) восточной границей пояса может быть граница Баджало-Самаркинского и Журавлевского террейнов, соответствующая ранний мел-сеноманской окраине континента. Включаемые в его состав локальные вулканические зоны расположены на разном удалении от предполагаемой окраины, что позволяет рассматривать петрохимические и металлогенические особенности наиболее исследованных из них - Хингано-Олонойской (Малохинганской), Баджальской и Мяо-Чанской - как подтверждение или опровержение геодинамической модели.

Особенности магматизма Хингано-Охотского пояса фиксируют два этапа его развития в позднемезозойское время. Первый, позднеюрско(?)-раннемеловой (140-110 млн лет), проявлен формированием андезит-гранодиоритовой ассоциации с толеитовой тенденцией в ранней фазе (Сахно, Максимов, 1991), а в некоторых зонах еще и предшествующей ей незначительной по объему ассоциацией щелочных базальтоидов (таблица). Породы андезитовой ассоциации этого этапа Баджальской и Мяо-Чанской зон близки по химизму и возрасту (Вулканические пояса…, 1984; Гоневчук и др., 1994; Максимов, 1978) и по многим параметрам соответствуют магматитам ("сиалическим толеитам"; Богатиков, Цветков, 1988) зрелых островных дуг, либо начальных этапов формирования окраинно-континентальных поясов. Соответствующие им по времени андезиты (андезито-базальты, андезито-дациты) Малохинганской зоны (станолирская свита) - калиевые субщелочные и по комплексу признаков ближе к внутриплитным рифтогенным ассоциациям.

По данным изотопных датировок отмечается омоложение рассматриваемой ассоциации от Малохинганской зоны к Мяо-Чанской, соответствующее установленному для вулканических поясов Востока Азии (Вулканические пояса…, 1984; Сахно, 1994) направлению миграции вулканизма во времени с юго-запада на северо-восток. В целом же время ее формирования отвечает раннеяньшанской фазе активизации геоблоков Востока Азии.

Недостаточно определенным представляется положение в этом этапе комплекса щелочных (субщелочных) базальтоидов, детально исследованных в Баджальской зоне, где они выделены в качестве раннего (140-120 млн лет) Даянского комплекса (Вулканические пояса…, 1984; Огнянов, 1978), присутствующих, по нашим данным, в нижней части разреза станолирской свиты Малохинганской зоны, и образующих силлообразные тела в составе юрского (юрско-раннемелового) аккреционного комплекса - Мяочанской. По мнению Н.В. Огнянова, их формирование отмечает самую раннюю фазу взаимодействия кратонизированных Буреинского и Баджальского и, расположенного к востоку от них, палеоокеанического блоков.

Схема тектоностратиграфических террейнов Среднего и Нижнего Приамурья с элементами металлогении (составлена с использованием: Ханчук, Иванов, 1999; Circum-Nort Pacific…, 1994). 1 - наложенные прогибы; 2 - Сибирская платформа; 3 - Галамский террейн палеозойской аккреационной призмы; 4 - Джагды-Кербинский террейн юрской аккреационной призмы; 5 - Буреинский супертеррейн палеозойско-раннемезозойской континентальной окраины; 6 - Баджало-Самаркинский террейн юрской аккреционной призмы; 7 - Ульбанский террейн юрского преддугового турбидитового бассейна; 8 - Журавлевский террейн раннемелового турбидитового бассейна трансформной окраины; 9 - Нижнеамурский террейн апт-сеноманской аккреционной призмы; 10 - Кемский террейн раннемеловой островной дуги; 11 - магматические породы первого (раннемелового) этапа; преимущественно андезиты и гранодиориты; 12 - магматические породы второго (позднемелового) этапа: сложные (трахи)риолит-(трахи)андезитовая и комплементарная эффузивной габбро-гранодиорит-гранитная ассоциация (вулкано-плутоническая серия); 13 - глубинные разломы (1 - Сихотэ-Алинский, 2 - Ярап-Сюркумский, 3 - Хингано-Баджальский, 4 - Тастахский, 5 - Южно-Тукурингрский); 14 - вулканические зоны (1 - Малохинганская, 2 - Тырмо-Гуджальская, 3 - Баджальская, 4 - Дуссе-Алинская, 5 - Мяо-Чанская, 6 - Эзоп-Ям-Алинская, 7 - Селитканская, 8 - Харпийская, 9 - Эвур-Харпичиканская, 10 - Ульбанская), А, В - ареалы разноэтапного магматизма; 15 - металлогенические зоны (I - Хингано-Баджальская, II - Эзопско-Ульбанская, III -Селиткано-Тугурская

В.Г. Сахно (Вулканические пояса…, 1984; Сахно, 1994) характеризует пикрит-щелочнобазальтовую ассоциацию как начальный этап в эволюции магматизма вулканических зон (поясов), связанный с заложением глубинных разломов, контролирующих их положение в пространстве. Фациальный переход вулканогенных образований к вулкано-терригенным и терригенным в бортах (чаще восточном) вулканических впадин свидетельствует о субаквальной обстановке магматизма первого этапа. Размещение его продуктов, в основном, контролировалось линейными зонами разломов, часто ограничивавших эти впадины.

Второй этап проявился в период 110-80 млн лет и в большинстве зон пояса отмечен формированием сложной вулкано-плутонической ассоциации, в составе которой объединяются производные риолитовых и (трахи) андезитовых магм. При этом разноглубинные, с разным составом продуцируемых расплавов очаги функционировали в какие-то отрезки времени параллельно. Контроль магматической деятельности этого этапа сводово-купольными структурами, расположенными на пересечениях субширотных и северо-восточных разломов, свидетельствует о вероятном проявлении его в условиях господствовавших в позднемеловое время северо-восточных сдвиговых дислокаций (Уткин, 1989). Большинство вулканических центров риолитового (риолит-гранитного) магматизма приурочено к северо-восточным разломам, тогда как по результатам исследований в Мяочанской, Малохинганской зон, центры андезитового (трахиандезитового) вулканизма контролируются субширотными разрывными структурами. Общая тенденция изменения характера магматизма от первого этапа ко второму - возрастание роли риолитов и комплементарных им гранитов, увеличение щелочности и более значительное - калиевости (см. табл), для разных зон проявлена в разной мере. Для Малохинганской зоны, магматические породы которой наиболее щелочные и калиевые из трех характеризуемых, можно говорить лишь о незначительном возрастании калиевости. При этом наиболее калиевые здесь самые поздние по времени образования диабазы и диоритовые порфириты даек, образующих субширотные (!) пояса (простирание даек внутри поясов северо-восточное). В Баджальской зоне, при близком и в целом нормальном содержании щелочей в породах первого и второго этапов, на позднемеловом значительно возрастает калиевость. Наиболее калиевые здесь - андезиты (трахиандезиты) Силинского комплекса, а наиболее щелочные - поздние лейкократовые с биотитом, иногда с протолитионитом, граниты Баджальского. Магматические породы второго этапа Мяочанской зоны наименее щелочные из всех рассматриваемых. Связано это с пониженным содержанием натрия, что, в свою очередь, обуславливает их высокую и резко увеличивающуюся от первого этапа ко второму относительную калиевость. По отношению K₂O/K₂O+Na₂ O они близки хинганским, а по возрастанию этого параметра превосходят все остальные. Особенность магматизма второго этапа Мяочанской зоны еще и в том, что здесь (трахи)андезит-(монцо)гранодиорит-гранитный Силинский комплекс по объему лишь незначительно уступает риолит-гранитному Чалбинскому, а по металлогеническому значению превосходит его.

Петро- и геохимические характеристики магматических пород и их ассоциаций позволяют предполагать "континентализацию" магматизма во времени от раннемелового этапа к позднемеловому, а в пространстве - с северо-востока на юго-запад: Мяочанская ? Баджальская ? Малохинганская зоны. Кроме глиноземистости, щелочности и калиевости, содержания редких и редкоземельных элементов, наиболее высоких в Малохинганской зоне, на это указывают, например, начальное изотопное отношение стронция. В однотипных позднемеловых гранитоидах оно возрастает в ряду: Мяо-Чан (0,707-0,708) ? Баджал (0,709-0,710) ? Малый Хинган (0,712), а в гранитоидах раннемелового этапа составляет 0,7054 - для Мяочанской и 0,7065-0,7082 - для Баджальской зон. В этой же последовательности среди позднемеловых гранитоидов по характерным соотношениям в них акцессорных элементов (Perce et al., 1984) увеличивается доля "внутриплитных" и уменьшается - "островодужных" разностей (гранитоиды раннемелового этапа - "островодужные"). Отметим, что в Маглойском магматическом ареале (Гоневчук, Гоневчук, 1993), расположенном примерно в 50 км к югу от Мяочанской зоны за пределами Баджальского террейна, по последнему признаку представлены только "островодужные" гранитоиды.

Элементы зональности в распределении и изменении состава продуктов разновременного магматизма наблюдаются и в отдельных вулканических зонах. В Баджальской в направлении с юго-запада на северо-восток, соответственно положению длинной оси "Баджальского гранитного плутона" области разуплотнения (Лишневский, Гершаник, 1992), последовательно представлены андезиты и гранодиориты Лакского раннемелового комплекса, риолиты и граниты Баджальского - ранне-позднемелового, трахиандезиты и монцодиориты Силинского - позднемелового. Аналогичная или очень близкая картина наблюдается и в Мяочанской зоне, где "Комсомольский плутон" также ориентирован длинной осью в север-северо-восточном направлении (Лишневский, 1980), а типичные шошониты обнаружены только у северо-восточной его границы. В Малохинганской зоне базальтоиды раннемелового этапа калиевые известково-щелочные (субщелочные) в отличие от калиево-натриевых близких толеитовым андезитов Баджала и Мяо-Чана, преобладают в северном и северо-восточном обрамлениях, где контролируются зонами северо-восточных и субширотных разломов. Достоверных сведений о находках здесь трахиандезитов второго этапа или их интрузивных аналогов нет. Однако именно в это время, после излияния кислых эффузивов, здесь сформировались протяженные субширотные пояса даек среднего и основного состава, отмечающих участие в магматической деятельности подкорового (мантийного) очага.

По особенностям минерализации в пределах Хингано-Охотского металлогенического пояса наиболее отчетливо выделяются южная (Хингано-Баджальская) оловоносная и северная (Приохотская) - золотоносная области (Бакулин, 1991; Усенко, Чеботарев, 1973). По данным Ю.И.Бакулина (Бакулин, 1991) оловянная минерализация преимущественно развита в участках повышенной, реже промежуточной мощности земной коры с высокой ролью "гранитного" слоя, в то время как золотая тяготеет к участкам земной коры промежуточной и пониженной мощности с угнетенным "гранитным" слоем.

При общем северо-восточном простирании пояса ареалы меловых вулкано-плутонических комплексов и приуроченные к ним рудные районы и узлы группируются вдоль крупных тектонических нарушений северо-восточного (южная часть) и субширотного (северная часть) направлений. Разломы северо-восточной (Хингано-Баджальский) и субмеридиональной (Куканский, Тастахский) ориентировки относятся к рангу структурных, разграничивая в представлениях новой (террейновой) концепции Амурский палеоконтинент (Ханчук, Иванов, 1999) и аккретированные к нему террейны. Наиболее значительные субширотные разломы (Южно-Тукурингский и др.) Монголо-Охотской системы фиксируют северную границу Буреинского супертеррейна, а также границы аккретированных к нему террейнов. Однако, большинство субширотных разломов, вероятно, отмечают синсдвиговые зоны растяжения, которые, по данным В.П. Уткина (1989), в Приморье определяют локализацию главных рудных районов

По представлениям авторов, в дополнение к двум указанным выше частям пояса в нем, в соответствии с главными тектоническими структурами, могут быть выделены металлогенические зоны (с юга на север) (см. рис.):

1. Хингано-Баджальская с Малохинганской, Тырмо-Гуджальской, Баджальской, Дуссе-Алинской и Мяо-Чанской вулканоструктурами, которым соответствуют Хингано-Олонойский, Тырмо-Гуджальский, Баджальский, Иппата-Мерекский и Комсомольский рудные районы.

2. Эзопско-Ульбанская с Эзоп-Ям-Алинской, Эвур-Харпичиканской вулканоструктурами и Ульбанским блоком Тугуро-Ульбанской вулканоструктуры и соответствующими ареалами рудоносности.

3. Селиткано-Тугурская с Селитканской вулканоструктурой и Тугурским блоком Тугуро-Ульбанской вулканоструктуры и их ареалами рудной минерализации.

Хингано-Баджальская металлогеническая зона в схеме террейнов региона простирается от восточной окраины Буреинского супертеррейна (частично захватывая ее) до восточной границы Баджало-Самаркинского и характеризуется преимущественным развитием оловянной минерализации различных генетических типов. Вольфрам и молибден здесь в большинстве случаев лишь сопутствуют олову. Исключение составляют Тырмо-Гуджальская площадь и северо-западная часть Иппата-Мерекского рудного района, где обнаружены собственно молибденовые месторождения и рудопроявления, а также Каменушинская и Яуринская вулканоструктуры с уран-молибденовыми штокверками. В западной части металлогенической зоны (Хингано-Олонойский, Баджальский, Иппата-Мерекский рудные районы) ведущим является фторный тип оловянной минерализации, тогда как на востоке (Комсомольский район, Льянчлинский рудный узел) доминирует борный.

Ярап-Сюркумская зона разломов выступает как один из важных металлогенических элементов Хингано-Баджальской зоны. К северу от нее преобладают оловянная и вольфрамовая минерализация, а к югу (Харпийская вулканоструктура) установлены проявления железа, марганца, меди, золота, молибдена со следами олова.

Эзопско-Ульбанская металлогеническая зона расположена в Джагды-Кербинском и Ульбанском террейнах Монголо-Охотской системы, имеет субширотное простирание и характеризуется разнообразным магматизмом и металлогенией. В западной и юго-западной частях ее, где образрования Джагды-Кербинского террейна предполагаются надвинутыми на породы Буреинского,с широко развитым магматизмом первого этапа, ведущей является золотая минерализация с меньшим значением олова и лишь следами вольфрама и молибдена (Софийский рудный район). Восточная и северо-восточная (Нимеленская и Эзоп-Ям-Алинская) площади, с преобладающими магматитами второго этапа, лежащие в пределах Ульбанского и частично надвинутого на Баджало-Самаркинский, Джагды-Кербинского террейнов, характеризуются преимущественно оловянной минерализацией с подчиненными вольфрамом, молибденом и следами золотоносности. Такое же сложное сочетание оловянной, полиметаллической и золотой минерализации наблюдается в расположенных еще восточнее Эвур-Харпичиканской и Ульбанской (южная часть Тугуро-Ульбанской) вулканоструктурах, сформированных на породах Ульбанского террейна.

Селиткано-Тугурская зона, в основании которой залегают породы Галамского террейна, замыкает Хингано-Охотский металлогенический пояс с севера. К этой зоне относятся Селитканская вулканоструктура и Тугурский блок Тугуро-Ульбанской вулканоструктуры, различающиеся по металлоносности: для Селитканской структуры характерны рудопроявления молибдена, вольфрама и полиметаллов; в Тугурском блоке установлена золотая минерализация с подчиненным висмутом.

Можно предполагать, что определяющими факторами металлогенической специализации являются состав магматических ассоциаций и природа вмещающих рудно-магматические системы террейнов. Степень влияния их рассмотрим на примере наиболее изученных рудных районов Хингано-Баджальской металлогенической зоны.

Хингано-Олонойский рудный район приурочен к северной части Малохинганской вулканической зоны, сформировавшейся на юго-западном окончании Хингано-Баджальского разлома на архейско-протерозойских и палеозойских осадочно-метаморфических и магматических породах Буреинского супертеррейна.

Положение оруденения в районе контролируется северо-восточным Хингано-Баджальским разломом и широтными зонами повышенной трещиноватости, которые фиксируются экструзиями риолитов, штоками гранит-порфиров, дайками диабазов и полями контактово измененных пород.

Рудная минерализация сформировалась в течении двух сближенных во времени и пространстве этапов и нескольких стадий.

На крупнейшем здесь Хинганском месторождении, расположенном в западной части района, ранний этап, предшествующий образованию оловоносных брекчий, проявился отложением молибденитсодержащих прожилков с кварцем на верхних и ортоклазом - на глубоких горизонтах (Коростелев и др., 1994). С учетом того, что самостоятельные проявления молибденовой минерализации известны к югу от Хинганского рудного поля, в Кимканской субширотной зоне разломов, где преобладают раннемеловые андезиты и (рио)дациты, можно предположить ее связь с магматизмом этого этапа.

Оловянная минерализация связана со вторым - позднемеловым этапом магматизма, интрузивными и эктрузивными телами гранитов, гранит-порфиров и порфировых риолитов, которые характеризуются повышенной концентрацией олова, редких и редкоземельных элементов, фтора. Парагенетическое единство рудной минерализации и гранит-порфиров на Хинганском месторождении доказывается особенностями эволюции рудообразующих флюидов (Хетчиков и др., 1993), а также наиболее близким временем их образования. По изотопным (K-Ar) данным риолиты имеют возраст 95 - 105 млн лет, гранит-порфиры - 95-100 млн лет, а рудоносные грейзены - 90-95 млн лет. Возраст гранитов (Rb-Sr) - 78,6± 8,1 млн лет.

Предрудные метасоматиты различных месторождений имеют кварц-серицитовый и кварц-хлоритовый состав, а рудные тела сложены различными по составу грейзенами. В боковых частях некоторых месторождений грейзены сопровождаются более поздними кварц-турмалиновыми метасоматитами. На Хинганском месторождении предрудные кварц-серицит-хлоритовые метасоматиты вмещают кварц-касситеритовые прожилки с адуляром, флюоритом и сульфидами. С глубиной хлорит уступает место серициту и руды приобретают облик кварц-флюорит-серицитовых грейзенов. На глубоких горизонах вскрыты кварц-мусковит-топазовые и кварц-мусковитовые грейзены (Коростелев и др., 1994).

Руды большинства месторождений малосульфидные. Для них характерна обогащенность редкоземельными элементами, которые или рассеяны во флюорите (Лучицкая, 1989), или образуют микровключения монацита и ксенотима (Рейф и др., 1994). Редкометальность месторождений подчеркивается также наличием рутила, содержащего свыше 4% Nb₂O₅, 0,23% Ta₂O₅, 2,26% SnO₂ (данные микрозондового анализа); касситериты содержат Nb, Sc и In (900, 500 и 400 г/т соответственно). Это согласуется с высокими содержаниями РЗЭ в магматитах, с которыми предполагается связь рудной минерализации.

Высокая насыщенность фтором, характерная для магматического этапа, наследуется постмагматическими образованиями. Заметные концентрации флюорита и топаза установлены в рудах большинства месторождений. Кроме этого выявлены самостоятельные проявления плавикового шпата.

В целом можно говорить о редкометально-редкоземельной фторной минерализации Хингано-Олонойского района с преобладанием олова и об отсутствии различий ее проявления, которые можно было бы рассматривать как отражение влияния состава вмещающих месторождения пород.

Баджальский рудный район. Баджальская вулканическая зона, в границах которой рассматривается рудный район, расположена на северо-восточном продолжении Хингано-Баджальского разлома в Баджало-Самаркинском террейне вблизи его контакта с Буреинским. По мнению Н.В.Огнянова, породные комплексы, залегающие в ее основании, гетерогенны. Западная часть зоны, примыкающая к Буреинскому массиву, заложена на погруженных архейско-протерозойских и раннепалеозойских метаморфических породах массива, перекрытых микститами юрско-раннемелового возраста с олистоплаками известковых отложений девона. Восточная часть в предмеловое время представляла область палеошельфа и здесь под микститами залегают позднепалеозойские и ранне-среднемезозойские терригенные породы с горизонтами спилитов, диабазов и прослоями кремней. Гетерогенность фундамента коррелируется с особенностями состава магматических комплексов и связанной с ними рудной, в том числе оловянной, минерализации.

В западной части района расположен самый крупный Верхнеурмийский рудный узел. Рудная минерализация сосредоточена в эндо-экзоконтактовой зоне Верхнеурмийского массива биотитовых гранитов и тяготеет к трем субширотным разрывным структурам - Оси Баджала, Правоурмийской и Верхнесынчугинской. В этих структурах различные типы рудоносных метасоматитов располагаются зонально относительно гранитов

В ближайшем экзоконтакте развиты кварцевые и мусковит-кварцевые грейзены с касситеритом, вольфрамитом, арсенопиритом, висмутином и редкими сульфидами меди. По мере удаления от контакта они сменяются мощными зонами сидерофиллитовых метасоматитов, вмещающих штокверковые рудные тела кварц-топазового и кварц-сидерофиллит-топазового состава с обилием касситерита, вольфрамита и арсенопирита, а затем кварц-турмалиновыми жилами и прожилками, часто с обломками топазсодержащих пород. В последних уменьшается роль вольфрама и олова, но возрастают концентрации меди, свинца и цинка.

В наиболее удаленных от интрузива рудопроявлениях наряду с турмалином широко развиты хлорит-кварцевые и альбит-кварцевые метасоматиты, в которых велика роль свинца и цинка при резко подчиненном олове (Семеняк, 1987).

Сопутствующие оловянному оруденению этого узла флюориты обогащены РЗЭ, уровень концентраций которых близок хинганским (Лучицкая, 1989; Смоленский, 1996). Возраст кварц-мусковит-топазовых грейзенов с вольфрамитом, определенный K-Ar методом, составляет 78 млн лет ? 5% (лаборатория ДВГИ), или 90,2 млн лет (лаб. геохронологии Kreuger Enterprises, Inc., U.S.A.), а оловоносных кварц-сидерофиллит-топазовых (Правоурмийское месторождение) - 72-77 млн лет (ДВГИ) или 91,8 млн лет (Kreuger Enterprises).

Центральное положение в Баджальском районе занимает Верхнебаджальский рудный узел, оловянное оруденение которого связано с риолит-гранитным (Баджальским) и андезит-гранодиоритовым (Силинским) комплексами (Беспалов, 1981). Первый генерировал оруденение касситерит-кварцевой, второй - касситерит-силикатно-сульфидной формации. В отличие от Верхнеурмийского рудного узла проявления касситерит-кварцевой формации здесь практически не содержат топаза и представлены, в основном, полевошпатовым минеральным типом, а по продуктивности заметно уступают образованиям касситерит-силикатно-сульфидной формации - кварц-турмалиновому и кварц-хлоритовому минеральным типам, хотя характер рудно-метасоматической зональности этих узлов сходен.

На крайнем северо-восточном окончании Баджальской вулканической зоны расположен Льянчлинский рудный узел, характеризующийся преимущественным развитием андезит-гранодиоритовой магматической ассоциации и связанной с ней оловянной минерализации турмалинового типа, обладающей многими чертами сходства с рудоносными образованиями Комсомольского района, в составе которого он иногда рассматривается (Огнянов, 1986).

Рудная минерализация, связанная с магматизмом первого (раннемелового) этапа в Баджальском рудном районе изучена слабо. Можно лишь предполагать, что ей отвечают ореолы рассеяния золота и меди в юго-западной части района, но, в основном, за его пределами.

Комсомольский рудный район, как и два рассмотренных выше, находится в зоне влияния Хингано-Баджальского разлома и расположен на восточной окраине Баджало-Самаркинского террейна. По данным Н.В. Огнянова, он охватывает зоны палеошельфа и палеоконтинентального склона, граница между которыми проходит по северо-западному Сектахскому и субширотному Курмиджа-Пурильскому (Ярап-Сюркумская система) разломам. Южнее этой границы распространены склоновые отложения - среднеюрско-раннемеловая толща гравититов, включающая олистострому, триас-среднеюрская толща кремней и алевроаргиллитов и позднепалеозойские базальтоиды, выходящие на поверхность в виде аллохтонов. Севернее разлома среднеюрско-раннемеловые гравититы, по-видимому, залегают непосредственно на отложениях Баджальского палеошельфа. Восточнее северо-восточного Холдаминского разлома обнажаются осадки палеоокеанического бассейна, представленные триасовыми кремнями и раннемеловыми гравититами. В схеме террейнового строения можно предполагать, что только северный блок, в котором сосредоточен основной объем оловорудной минерализации, представляет здесь Баджало-Самаркинский террейн. Можно предположить также, что в качестве южной границы распространения оловянной минерализации выступают субширотные разломы Ярап-Сюркумской системы.

Терригенно-осадочные породы северного блока перекрыты раннемеловыми вулканитами, в нижней части разреза которых залегают кислые вулканогенные и вулканогенно-осадочные породы холдаминской свиты, выполняющие приразломные прогибы (западная и восточная грабен-синклинали), а верхняя часть представлена андезитами и их туфами амутской свиты в кальдерных депрессиях южной и северной частей блока.

Интрузивные образования северного блока в центральной и северной частях - монцонитоидные породы Силинского комплекса, с которыми ассоциируют все промышленные месторождения и мелкие рудопроявления олова, представленные зонами кварцевых турмалинитов. На западе блока, где он может быть наиболее "континентальным", с "нормальными" гранитами Чалбинского массива развиты пегматоиды, кварц-турмалин-мусковитовые и кварц-полевошпатовые проявления олова, с признаками редкометально-редкоземельной минерализации.

В южном блоке размещены мелкие интрузии и экструзивные штоки раннемелового Пурильского комплекса, с которыми связаны проявления меди, молибдена и золота.

Восточный блок амагматичен и практически безруден, за исключением мелких проявлений ртути.

Главное металлогеническое отличие Комсомольского рудного района от рассмотренных выше Хингано-Олонойского и Баджальского в том, что здесь представлены в "классическом" варианте минеральные типы касситерит-силикатной формации - кварц-турмалиновые зоны. Грейзены, присутствующие в эндо- и экзоконтактах некоторых гранитных интрузий на выклинивании рудоносных структур, практически неоловоносны. Сегодня есть основание считать, что их формирование происходило близкоодновременно с оловоносными кварц-турмалиновыми зонами. По изотопным данным возраст грейзенов, кварц-полевошпат-биотитовых жил с молибденитом - 85 млн лет. Такой же возраст имеют ранние кварц-полевошпатовые жилы с касситеритом. Наиболее вероятный возраст дорудных турмалинитов - 90 млн лет.

Кроме олова, составляющего основную промышленную ценность месторождений, в рудах установлены повышенные концентрации вольфрама, меди, свинца, цинка, сурьмы, серебра, висмута, индия и других характерных для оловорудных месторождений элементов. При этом медная минерализация в наибольших концентрациях присутствует в рудах Фестивального месторождения, расположенного у южной границы северного блока, вблизи зоны влияния магматических пород Пурильского комплекса.

Широкое развитие в кварц-турмалиновых зонах сульфидов, в том числе содержащих сурьму, а также присутствие в одном из главных сульфидных минералов - халькопирите - повышенных концентраций платины и других элементов ее группы, свидетельствуют о более мафическом, в сравнении с Хинганским и Баджальским, профиле рудоносного магматизма, в данном случае - пород Силинского комплекса, в которых отчетливо проявлена геохимическая специализация на бор, олово, сурьму при незначительном содержании фтора.

Заключение

Особенности магматизма и рудной минерализации главных рудных районов Хингано-Охотского пояса в значительной степени согласуются с представлениями о блоковом (террейновом) строении этого сектора Тихоокеанской окраины Азии.

Результаты исследования позволяют также предполагать, что в породном комплексе Баджало-Самаркинского террейна доля континентальной (сиалической) составляющей постепенно увеличивается от его восточной границы к западной и резко убывает к югу от Ярап-Сюркумской зоны разломов. Западная часть его, судя по особенностям магматических пород и рудной минерализации Баджальского района (сиалический профиль магматизма и редкоземельно-редкометальный с фтором тип рудной минерализации), близка по составу пород "буреинскому" (континентальному) основанию Хингано-Олонойской зоны, в то время как восточная (Комсомольский район, Льянчлинский рудный узел) отличается мафическим профилем магматизма и постмагматической минерализации. Возрастание мафичности магматизма и оруденения с запада на восток и возрастание роли монцонитоидных пород среди магматитов и сульфидов в рудных парагенезисах, смена фторного редкоземельно-редкометального типа оруденения борным редкометальным отмечается и в пределах каждого из названых районов.

Полученные результаты, как нам представляется, фиксируют также сложную геодинамическую эволюцию Хингано-Охотского сектора континентальной окраины в позднеюрско-раннемеловое время.

На первом - раннемеловом этапе проявления пикрит-щелочнобазальтового магматизма фиксируют обстановку растяжения (рифтинга), а сменяющий его андезитовый магматизм - переход от растяжения к сжатию, сопровождавшийся на отдельных участках элементами субдукции.

Второй - ранне-позднемеловой этап связан с активным плавлением "сиалической" коры, что могло иметь место как в обстановках субдукционного, так и внутриплитного магматизма. В Малохинганской зоне с наибольшей вероятностью реализован вариант внутриплитного магматизма в зонах глубинных разломов (Хренов и др., 1989), в то время как закономерная - с удалением от предполагаемой окраины и во времени, смена андезитов (толеитовых андезитов) риолитами и затем трахиандезитами в Баджальской и Мяочанской зонах позволяет предполагать субдукционную модель их развития на втором этапе.

Наиболее вероятное объяснение сочетания во времени и пространстве разных геодинамических обстановок дает предположение о развитии рассматриваемой территории в ранне - позднемеловое время в режиме трансформной окраины (Гоневчук и др., 1997; Ханчук и др., 1997). Такой режим, по мнению А.И. Ханчука (Ханчук, Иванов, 1999), мог быть реализован в условиях косой по отношению к палеоокраине Амурии субдукции океанической плиты.

Как пример подобия можно указать Калифорнийскую окраину, в составе магматических и постмагматических ассоциаций которой присутствуют аналоги охарактеризованных нами магматических пород и типов рудной минерализации (Ярмолюк и др., 1987; Christiansen, Lipman, 1972).

Литература

Бакулин Ю.И. Систематизация оловоносных и золотоносных рудных систем для целей прогнозирования. М.: Недра. 1991. 193 с.

Беспалов В.Я. Геологические особенности и условия формирования оловянного оруденения Верхнебаджальского рудного узла // Автореф. дисс. ... канд. геол.-минер. наук. Владивосток, 1981. 22 с.

Богатиков О.А., Цветков А.А. Магматическая эволюция островных дуг. М. Наука. 1988. 248 с.

Вулканические пояса Востока Азии. Геология и металлогения. Ред. А.Д. Щеглов. М.: Наука. 1984. 504 с.

Гоневчук В.Г., Гоневчук Г.А., Герасимов Н.С. Место и особенности генезиса Пурильских гранитоидов в составе Мяо-Чанской оловоносной серии Дальнего Востока // Тихоокеанская геология. 1994. № 5. С. 66-73.

Гоневчук Г.А., Гоневчук В.Г. Маглойский ареал как вероятный аналог Мяо-Чанской магматической серии Комсомольского рудного района // Тихоокеанская геология. 1993. № 5. С. 85-95.

Гоневчук В.Г., Гоневчук Г.А., Кокорин А.М., Коростелев П.Г., Семеняк Б.И. Особенности магматизма как отражение геодинамических условий формирования Хингано-Охотского пояса // Геология, минералогия и проблемы рудообразования Приамурья (тезисы докладов). Благовещенск: АмурКНИИ ДВО РАН. 1997. С. 64.

Ициксон М.И. Распределение оловорудных месторождений в складчатых областях // Советская геология. 1958. №1. С. 86-114.

Коростелев П.Г., Гвоздев В.И., Демашов С.Б. Кокорин А.М.,Кокорина Д.К., Куксенко В.А., Недашковский А.П., Семеняк Б.И., Синяков Е.Я., Сучков В.И. Соотношение оловянной и молибденовой минерализации в оловорудных месторождениях Дальнего Востока // Тихоокеанская геология. 1994. № 3. С.57-71.

Лишневский Э.Н. Глубинное строение Комсомольского района по геофизическим данным // Геология рудных месторождений. 1980. Т.22, № 6. С. 37-46.

Лишневский Э.Н., Гершаник С.Ю. Объемное строение Баджальского рудного района в Приамурье // Геология рудных месторождений. 1992. Т. 34, № 1. С. 80-94.

Лучицкая М.И. Физико-химические условия формирования кварц-флюоритовой минеральной ассоциации (на примере Хинганского месторождения). Автореф. дисс. ... канд. геол.-минер. наук. М.: ГЕОХИ. 1989. 24 с.

Максимов С.О. Геологоструктурная позиция и особенности минерального состава магматических образований Баджальской зоны // Вулканические зоны Востока Азии. Владивосток: ДВНЦ АН СССР. 1978. С. 21-33.

Мишин Л.Ф. Субвулканические интрузии кислого состава. М.: Наука. 1994. 207 с.

Огнянов Н.В. Основные черты металлогении центральной части Хингано-Охотского оловоносного пояса // Генезис эндогенной минерализации Дальнего Востока Владивосток: ДВНЦ АН СССР. 1978. С. 89-101.

Огнянов Н.В. Геология оловорудных районов и месторождений Хингано-Охотской оловоносной области // Геология оловорудных месторождений СССР. М.: Недра. 1986. Т. 2, кн. 1. С. 340-399.

Рейф Ф.Г., Пахомова В.А., Ишков В.М., Демашов С.Б. Роль высокометаллоносных растворов в формировании оловянного месторождения Верхнее // Геохимия. 1994. № 11. С. 1633-1650.

Сахно В.Г. Позднемезозойские континентальные вулканические пояса Востока Азии. Дисс. …доктора геол.-минер. наук. Владивосток. 1994. 103 с.

Сахно В.Г., Максимов С.О. Внутриконтинентальные вулканические пояса и зоны // Тихоокеанская окраина Азии. М.: Наука. 1991. С. 120-129.

Семеняк Б.И. Зональность Верхнеурмийского рудного узла // Глубинность распространения и элементы зональности эндогенной минерализации Дальнего Востока. Владивосток: ДВО АН СССР. 1987. С. 155-163.

Смоленский В.В. Редкоземельные элементы в минералах вольфрамово-оловорудных месторождениях Дальнего Востока. Автореф. дисс. ... канд. геол.-минер. наук. С-Пб: С-ПГИ. 1996. 19 с.

Таусон Л.В. Геохимические типы и потенциальная рудоносность гранитоидов. М.: Наука. 1977. 279 с.

Таусон Л.В. Магмы и руды // Геохимия рудообразующих систем и металлогенический анализ. Новосибирск: Наука. 1989. С. 5-17.

Усенко С.Ф., Чеботарев М.В. Геология и оловоносность Приамурья. М.: Недра. 1973. 236 с.

Уткин В.П. Сдвиговые дислокации, магматизм и рудообразование. М.: Наука. 1989.166 с.

Ханчук А.И., Голозубов В.В., Мартынов Ю.А., Симаненко В.П. Раннемеловая и палеогеновая трансформные континентальные окраины (калифорнийский тип) Дальнего Востока России // Тектоника Азии. Программа и тезисы ХХХ тектонического совещания. Москва. 1997. С. 240-243.

Ханчук А.И., Иванов В.В. Геодинамика Востока России в мезо-кайнозое и золотое оруденение // Геодинамика и металлогения. Владивосток: Дальнаука. 1999. С. 7-30.

Хетчиков Л.Н., Пахомова В.А., Раткин В.В., Демашов С.Б. Флюидный режим формирования Хинганского оловорудного месторождения (по данным изучения включений в минералах) // Тихоокеанская геология. 1993. № 5. С. 78-87.

Хренов П.М., Абрамович Г.Я., Барышев А.С. и др. Внутриплитный магматизм как результат развития линейных активных структур (глубинных разломов) // Кристаллическая кора в пространстве и времени. Магматизм. М.: Наука. 1989. С. 205-212.

Ярмолюк В.В., Коваленко В.И., Богатиков О.А. Особенности эволюции составов и распространения кислых и средних магматических пород в структурах Земли // Магматические горные породы. Кислые и средние породы. М.: Наука. 1987. С. 312-332.

Chappel B., White A. Two contrasting tipes of granites // Pacific Geol. 1974. V.8, № 2. P. 173-174.

Christiansen R.L., Lipman P.W. Cenozoic volcanism and plate-tectonic evolution of the Western United States. 2: Late Cenozoic. // Philos. Trans. Roy Soc. London A. 1972/ 271, № 1213.

Circum-Nort Pacific ... . Open-Fill Report 94714, USA. 1994. P. 7-88.

Perce J.A., Harris N.B.W., Tindle A.G. Trase element discrimination diagrams for the tectonic interpretation of granitic rocks // J. Petrol. № 25. 1984. P. 956-983.