В последнее время появилось много работ, рассматривающих связи геодинамики и металлогении – науки о закономерностях образования и размещения месторождений полезных ископаемых [11]. Более того, с тех пор, как наука о силах, действующих в земной коре, перешла из сферы смелых гипотез и предположений в область твердо установленных фактов, геодинамика становится краеугольным камнем металлогении. Металлогенисты поняли, что надо связывать месторождения не только и не столько с глубинными разломами (часто не очень глубокими) и не с жестко закрепленными структурно-формационными зонами (часто на деле представляющими собой перемещенные серии разнородных тектонических чешуй), а прежде всего с вещественными комплексами, отвечающими определенным палеоструктурам на определенных стадиях геодинамического развития земной коры. Это привело к формированию двух «ветвей» металлогении – геодинамической и рудогенетической.

В свете современной геодинамики, месторождения удается рассортировать в первом приближении на рифтогенные, океанические, субдукционные, коллизионные и платформенные. Этот подход, начиная с классических работ, таких как [6], и до современных [7, 9] становится, в целом, достаточно рутинным. Конечно, это безусловный прогресс, но такой подход таит и определенные проблемы. Во-первых, целый ряд рудопроявлений не связан непосредственно с относительно поверхностными структурами и литосферной геодинамикой, а порождается процессами, зарождающимися на более глубинных уровнях мантии. Эта металлогения получила название нелинейной [15], а с позиций современной геодинамики может быть идентифицирована как плюм-тектоническая. Во-вторых, «ветвление» металлогении – ее разделение на геодинамические типы (выделение большого количества частных «металлогений» [11]) – не отменяет общие, сквозные черты рудогенетических процессов, проходящих в разных геодинамических обстановках. Рассмотрим на ряде примеров некоторые сходные механизмы образования рудоносных комплексов и самих руд, проявляющиеся в разных геодинамических обстановках.

Рудоносность расслоенных плутонических комплексов. Связанные с ними месторождения возникают на платформенной (плюмовой), океанической или субдукционной стадиях вследствие частичного плавления мантии и последующего действия нескольких существенно различных, но, вполне вероятно, взаимодополняющих механизмов.

А. Кристаллизационная дифференциация в магматическом очаге с образованием кумулятов [13]. Гипотеза довольно хорошо объясняет детали строения отдельных горизонтов расслоенных комплексов, их текстуры и ритмичность, вплоть до формирования «рифов» – необычайно устойчиво прослеживаемых рудных горизонтов. Однако она не может объяснить образования сидеронитовых структур руд: для их образования необходимо отслоение рудного расплава в виде пласта или линзы. Она не может объяснить и крупномасштабного расслоения плутонов на ультрабазитовые и базитовые мегаслои, мощностью многие сотни метров, характерного для таких гигантов как Бушвельд или Седбери.

Б. Ликвация, процесс разделения первоначально однородного магматического расплава при понижении температуры на две разные по составу несмешивающиеся жидкости [1]. При возникновении расслоенных комплексов действует сочетание кристаллизационной дифференциации и ликвации, сопровождающейся крупномасштабным расслоением расплава. Помимо температуры, большую роль в расслоении играет и давление. Расслоение флюидсодержащего базальтового расплава при высоких давлениях исследовано экспериментально [2]: при 1 ГПа происходит расслоение на базитовый и гипербазитовый расплавы, причем сульфиды образуют самостоятельную фазу; при 2.5 ГПа такое расслоение подавляется, но образуется карбонатный расплав с SiO₂ и Al₂O₃; S составляет до 2.4 мас. %.

В модели формирования Норильских сульфидных месторождений большое значение придается сульфатной (осадочной) сере (δ³⁴S до 15 ‰), захваченной из девонских эвапоритов, через которые проходил расплав [17]. Отметим также, что платформенные расслоенные интрузии типа Талнаха и Бушвельда связаны скорее всего с действием плюмов.

B. Повторное, неоднократное внедрение. Сочетание механизмов расслоения магмы и кристаллизационной дифференциации возможно осложнялось многократным поступлением магмы в еще не полностью остывшую магматическую камеру по активному каналу [17]. Такой механизм подходит не только для платформенных расслоенных интрузий первично базальтоидной магмы, но и для объяснения формирования Платиноносного комплекса Урала, отвечающего островодужной стадии. В то же время, предположение о формировании 3-го слоя океанической коры по тому же механизму сталкивается с рядом трудно разрешимых противоречий [4, 3]. В частности, по геофизическим данным, под СОХ отсутствуют крупные скопления магмы, а альпинотипные габброиды, дуниты, верлиты и клинопироксениты полосчатого комплекса представляют собой, вероятно, метаморфические породы. До сих пор не оспорена предложенная автором модель ретроградного метаморфизма мантийных эклогитов и «встраивания» образовавшихся габброидов в океаническую кору. Тем не менее, дуниты с залежами хромитов в полосчатом комплексе можно предположительно рассматривать в качестве продуктов расслоения магматического очага. В то же время, отсутствие в этих комплексах прослеживаемых на большие расстояния «рифов» свидетельствует в пользу незначительной величины частных магматических очагов.

 В любом случае, проблема механизмов магматического и кристаллизационного расслоения (дифференциации) базальтовой магмы является общей для разных геодинамических обстановок: платформенно-плюмовой, океанической и островодужной. Трудности сопоставления образовавшихся комплексов в значительной мере связаны с процессами метаморфизма, пластического течения и метаморфической дифференциации, затушевывавшими первичные магматические структуры в СОХ, над зонами субдукции и в коллизионных структурах. Эта проблема практически не затронута в упомянутом словаре [11], и тем не менее имеет прямое отношение к металлогении.

 В связи с обозначенной проблемойследует рассмотреть также рудоносную формацию ультраосновных-щелочных пород и карбонатитов (УЩК) [14], которые образуют компактную группу, несмотря на то, что вследствие разной глубины эрозии на поверхности наблюдаются разные части формации: наиболее глубинные ультраосновные, средние по глубине фоидолитовые (нефелин-пироксеновые), наиболее близповерхностные карбонатитовые. Вполне возможно, что и их образование подчиняется той же схеме формирования расслоенных комплексов: частичное (с низким процентом) плавление мантии при высоком давлении и в присутствии флюида – ликвация – кристаллизационная дифференциация – многократное последовательное внедрение. Геодинамические условия образования многих УЩК (как в Восточной Африке) связываются с рифтами. Тем не менее, вероятно, имеются и «чистые случаи» образования УЩК, связанного с глубинными, «истинными» плюмами – как на побережьях Атлантического океана (Монтерегийские интрузии; горячая точка Тринидаде). Их древними аналогами следует считать карбонатитовые интрузии и УЩК западного склона Среднего Урала. Наряду с грабеновыми фациями, затем сменившимися батиальными формациями, они являются трассераминового края континента (например, карбонатиты Ильмено-Вишневогорского комплекса, возраст 440–446 млн лет). Их открытие (идентификация) было предсказано автором 20 лет тому назад [8]. Докембрийские карбонатиты дворецкого комплекса возможно связаны с плюмами на окраине тиманид.

Проблема хромитоносности офиолитов не может быть решена по [6]: отнесением процесса целиком к океанической стадии, несмотря на то, что офиолиты – индикаторы именно океанических условий. Обращаясь к проблеме генезиса крупных залежей хромитов, мы сталкиваемся с вопросом о решающей роли субдукционных процессов в их формировании. Об этом говорит в частности изучение месторождений Кемпирсайского гипербазитового массива [18], показавшее, что небольшие месторождения высокоглиноземистых, с Pt и Pd хромитов батамшинского типа являются более ранними, до-субдукционными образованиями, производными базальтовой магмы СОХ-типа, тогда как высокохромистые, с Os и Ir крупные месторождения Главного рудного поля связаны с магнезиальными базальтами, богатыми флюидами, и образовались в предфранское время над зоной субдукции. Вмещающие эти залежи крупные тела дунитов являются реститами; они возникли в процессе взаимодействия просачивавшегося базальтового расплава и мантийных перидотитов, из которых расплав извлекал и транспортировал Cr, Ni, Si, Al, Ca.

Проблема алмазоносности требует анализа эпиконтинентально-рифтовых, коллизионных и платформенно-плюмовых обстановок. При всем различии геодинамических обстановок, эта проблема связана с вопросом глубинного метаморфизма углеродсодержащих пород. До сих пор в учебниках рассматриваются, как конкурирующие, гипотезы ксеногенного, магматогенного и даже постмагматического флюидно-метасоматического происхождения алмазов в кимберлитах и лампроитах. Некоторые исследователи [12] склоняются к мысли о том, что алмаз – магматический акцессорный минерал. Однако достоверно доказанное присутствие алмазов в мантийных ксенолитах эклогитового состава свидетельствует в пользу первой точки зрения.

В этой связи уместно отметить, что Кумдыкольское месторождение алмазов связывается в настоящее время с процессом субдукции континентальной коры на значительные глубины.Н. В. Соболев и В. С. Шатский считают, что образование алмаз-содержащих эклогитов происходило при давлениях 3.5–4.0 ГПа. Время эксгумации алмазоносных комплексов по данным Ar/Ar метода– 490–475 млн лет [5]. Континентальная литосферная мантия является не только более холодной и жесткой, но и более деплетированной [16] и потому, как это ни парадоксально, более плавучей (ведь эклогиты тяжелее перидотитов). Этим, а не только плавучестью континентальной коры, можно объяснить заклинивание зоны субдукции и последующую эксгумацию высокобарических комплексов.

Проблемы гидротермальных месторождений, возникающих в любых геодинамических обстановках, от платформенных до коллизионных, и отличающихся температурами, субстратом, связью или отсутствием явной связи с магматизмом или метаморфизмом [6, табл. 9.1]. При этом даже весьма специализированные типы гидротермальных месторождений, колчеданные, связаны как с океанической, так и с субдукционной геодинамическими обстановками, а последние также могут быть рифтовыми [10].

Проблемы экзогенных месторождений осадочных бассейнов, которые связаны с совершенно разными геодинамическими обстановками: например, медистые песчаники образуются как в рифтогенных бассейнах, так и в краевых и межгорных орогенных прогибах, а также и платформенных впадинах (ордовик Полярного Урала, карбон Джезказгана, поздняя пермь Предуральского краевого прогиба и Приуралья, ранняя пермь Германии и Польши).

В заключении, возвращаясь к проблеме соотношения геодинамической металлогении и науки о процессах рудообразования (рудогенетической металлогенией), отметим, что первая предсказывает и объясняет генезис потенциально рудоносных формаций, а вторая отвечает на вопрос, какие конкретные условия и процессы приводят к образованию руд в этих формациях.

Следует также обратить внимание на новый аспект связи геодинамики и металлогении. На современном этапе геодинамическая металлогения достигла такого прогресса, что становится возможным решение обратной задачи: определение геодинамической обстановки по рудным формациям-индикаторам. Примером является «металлогенический» аргумент в длительной дискуссии по поводу тектонической природы доуралид (тиманид). Непараллельность структур тиманид и уралид привела к тому, что рифейско-вендские комплексы, обнаженные в северной половине Центрально-Уральского поднятия, существенно отличаются от южной по вещественному составу и геодинамической природе. По этой причине и металлогения южной части поднятия существенно отличается от северной. На юге – стратиформные сидеритовые и магнезитовые, барит-полиметаллические, гидротермальные флюоритовые месторождения, титаномагнетиты и хромиты в расслоенных интрузиях, золотоносные конгломераты и черные сланцы; на севере – колчеданные, колчеданно-полиметаллические, медно-скарновые, медно-молибден-порфировые, молиден-вольфрамовые. Сами месторождения в данном случае являются геодинамическими индикаторами, говорящими в пользу того, что в рифее-венде территория тиманид прошла цикл Вильсона, проявившийся в полной мере на севере, где обнажаются интерниды тиманид. На юге же в Центрально-Уральской зоне выходит на поверхность лишь краевая часть складчатой области, отвечающая экстернидам.

 

1.    Белянкин Д. С. Магматическая ликвация — можно ли верить в нее, и какие мы имеем к тому основания? // Изв. АН СССР, сер. геол., 1949. № 5. С. 3–12.

2.    Горбачев Н. С., Костюк А. В., Новиков М. П. Расслоение флюидосодержащих базальтовых расплавов при высоких давлениях (по экспериментальным данным) // Докл. АН, 2005. Т. 405. № 4. С. 519–523.

3.    Ефимов А. А. Возможный вклад российской науки в глобальную проблему третьего слоя современных и древних океанов: прогноз //Вестник ОГГГГН РАН, 1999. № 4 (10). Интернет-издание, http://www.scgis.ru.

4.    Ефимов А. А., Пучков В. Н.О происхождении офиолитовой ассоциации. Свердловск, 1980. 63 с.

5.    Жимулев Ф. И., Де Граве И., Травин А. В., Буслов М. М. Новые данные о возрасте и тектонической обстановке эксгумации пород Кокчетавского HP-UHP метаморфического комплекса (результаты 40Ar/39 Ar датирования слюдистых тектоносланцев) // Конф. Межвед. Тект. Комитета «Области активного тектоногенеза в современной и древней истории Земли» М.: ГЕОС,2006. Т. 1. C. 226–230.

6.    Митчелл А., Гарсон М. Глобальные тектонические позиции минеральных месторождений. М.: Мир, 1984. 496 с.

7.    Коротеев В. А., Сазонов В. Н. Геодинамика, рудогенез, прогноз (на примере Урала). Екатеринбург: ИГГ УрО РАН, 2005. 259 с.

8.    Пучков В. Н. Палеозойские доорогенные формации западного склона Урала // Геотектоника, 1976. № 5. С. 23–34.

9.    Пучков В. Н. Очерк минерагении Урала // Сборник, посв. юбилею ак. Н. П. Юшкина. Сыктывкар, 2006 (в печати).

10.  Пучков В. Н., Косарев А. М., Серавкин И. Б. Особенности геодинамики Магнитогорской островной дуги (Южный Урал) // Тектоника земной коры и мантии. Тектонические закономерности размещения полезных ископаемых. Материалы МТК. Москва: ГЕОС, 2005. Т. II. С. 117–121.

11.  Российский металлогенический словарь / Неженский И. А., Павлова И. Г., Марков К. А. и др. Санкт-Петербург: Изд-во ВСЕГЕИ, 2003. 320 с.

12.  Старостин В. И., Игнатов П. А. Геология полезных ископаемых. М.: Академический Проект, 2004. 512 с.

13. Уэйджер У., Браун Г. Расслоенные изверженные породы. М.: Мир, 1970. 552 с.

14.  Фролов А. А., Толстов А. В., Белов С. В. Карбонатитовые месторождения России. М.: НИА-Природа, 2003. 494 с.

15. Щеглов А. Д., Говоров И. Н. Нелинейная металлогения и глубины Земли. М.: Наука, 1985. 324 с.

16. Carlson R. W., Pearson D. G., James D. E. Physical, chemical, and chronological characteristics of continental mantle // Reviews of Geophysics, 2005. Vol. 43. RG 1001. P. 1–24.

17.  Li C., Ripley E. M. Formation of giant Ni-Cu sulfide deposits in dynamic magma conduits // Mineral Deposit Research: Meeting the Global Challenge (eds. J. MaoandF. P. Bierlein), Springer, 2005. V. 1. P.27–28.

18.  Melcher F. Grum W. Thalhammer T. V.. Thalhammer O. A. R. The giant chromite deposits at Kempirsai, Urals: constraints from trace element (PGE, REE) and isotope data // Mineralium Deposita, 1999. № 34. Р. 250–272.