Сихотэ-Алинский вулканогенный пояс / 30 / является южным продолжением Охотско-Чукотского. Он занимает окраинноматериковую часть и простирается на 1500 км вдоль Японского, моря и Татарского пролива. Этот пояс формировался на геосинклинальном складчатом основании; в его пределах развиты четыре тектоно-магматических комплекса, последовательно формировавшихся в течение средних (лейас-валанжин), поздних (сенон-олигоцен) и конечных (неоген-зоплейстоцен) этапов.
Хотя, в сущности, эффузивные толщи, образующие Сихотэ-Алинский пояс, относятся к датско-палеогеновому и неоген-четвертичному тектоно-магматическим комплексам, которые залегают на позднемезозойском складчатом основании, различные продольные зоны этого вулканогенного пояса формировались неодновременно: в западной его части этот процесс происходил в нижнемеловое время, в центральной - в верхнемеловое, в восточной - в палеоген-неоген-нижнечетвертичное. Такое смещение магматических процессов в сторону Тихого океана связано с последовательным развитием геосинклинальных зон. Именно поэтому здесь резко проявилась поперечная зональность, позволяющая выделять западную зону, сложенную породами преимущественно андезитового состава, центральную, в которой резко преобладают породы риолитового состава, и приморскую, наиболее сложную по строению. В последней зоне широко распространены андезиты, различные базиты, сменяющиеся в северной части породами субщелочного комплекса.
Для приморской зоны Сихотэ-Алинского пояса характера не только поперечная зональность: здесь по простиранию его структур наблюдается смена пород различного состава. Сложность структур приморской части пояса определяется наложением трех разновозрастных комплексов, в целом же, для этого пояса типоморфна порфировая формация. Особенности вулкано-плутонических формаций, развитых в Сихотэ-Алинском и Охотско Чукотском поясах, обусловлены различием их структурного положения.
На завершающем этапе развития вулканизма, относящемся к нижнечетвертичному времени, в зоне, прилегающей к Японскому морю и Татарскому проливу, в ослабленной форме проявился базальтовый вулканизм, образовавший лавовые покровы, лишь местами сменявшиеся андезито-базальтовыми магмами; им сопутствовало накопление пеплов и брекчий взрывов, залегающих на поверхности, уже подвергшейся эрозионному расчленению. Действовавшие в нижнечетвертичное время вулканы в Сихотэ-Алинской зоне приурочены к разломам меридионального и широтного направления. В конусах вулканов образовались субвулканические тела.
Очевидно, проявление субаэрального вулканизма в Сихотэ-Алинском вулканогенном поясе, началось и завершилось позже, чем в Охотско-Чукотском. Однако и для Сихотэ-Алиня характерен кислый и средний состав вулканитов, лишь на завершающем этапе сменившийся базальтовыми излияниями и продуктами деятельности вулканов, имеющими тот же основной состав (рис.5).
Корея, Китай, Вьетнам
Восточно-Азиатская ветвь Тихоокеанской системы вулканогенных поясов к югу от Сихотэ-Алинской зоны обнаруживает себя прежде всего в Восточно-Корейской прибрежной части на юге полуострова / 44 /; она располагается восточнее гранитоидного пояса юрско-мелового возраста. В Восточно-Корейском поясе получили развитие вулканиты андезит-дацитового состава сеноман-туронского возраста. В более позднее время, относящееся к позднему мелу - началу палеогена, здесь в ослабленной форме проявился базальтовый вулканизм. Вулканогенные толщи прорваны комагматичными интрузиями гранитов, расчлененных дайками, приуроченными к вулканоструктурам, в которых присутствуют жерловые фации вулканов.
Восточно-китайский вулканогенный пояс является продолжением Сихотэ-Алинского: он связан с трассирующим на юг крупным разломом, который следует от Южно-Приморского блока, пересекая Леоелин-Гродековскую складчатую зону и Яньбянское поднятие, к Юго-Восточному Китаю. Вулканогенный пояс обнаруживает себя в виде окраинноматериковой зоны в провинциях Чжецзин и Фуцзян, сложенной продуктами базальтового вулканизма. Зона развития базальтоидов, датируемых верхним мелом - палеогеном, придвинута к береговой линии моря и наложена на платформенные структуры. В целом, поданным китайских геологов, она, видимо, недостаточно изучена и поэтому представляется стратиграфически не расчлененной, по этой же причине и продукты вулканизма объединяются в общую базальтоидную формацию.
Вьетнамский вулканогенный пояс сложен базальтами верхнего мела, которые залегают в виде покровов на плато Контум, относящемся к Индосинийскому срединному массиву; часть этих покровов прослеживается к югу от плато, где они перекрывают герцинские складчатые структуры; и в том и в другом случае базальты связаны с вулканоструктурами, которые трассируются молодыми разломами субмеридионального простирания.
Западно-Американская ветвь Тихоокеанской системы вулканогенных поясов
Западно-Американская ветвь Тихоокеанской системы вулканогенных поясов, в отличие от Восточно-Азиатской, отодвинута от окраиннобереговой зоны океана, и поэтому некоторые исследователи полагают, что ее нельзя относить к окраинноматериковой структуре; имеются и другие различия между этими двумя ветвями. Тем не менее, в основе природы возникновения и развития этих двух лениаментных структур тихоокеанской системы вулканогенных поясов лежат одни и те же причины, которые позволяют рассматривать их как части единого целого.
Выше отмечено, что в эту ветвь включаются Чилийско-Перуанский, Центрально-Американский и Северо-Американский вулканогенные пояса. Каждый из них, при всем сходстве, имеет и некоторые отличия, поэтому целесообразно на этих поясах остановиться отдельно.
Чилийско-Перуанский вулканогенный пояс
Полосой, достигающей ширины 200 км, вулканиты этого пояса прослеживаются вдоль Тихого океана с юга на север на 5 тыс. км (рис.6); обычно в этой полосе выделяются два отрезка - Чилийский и Перуанский /1,8,17,19 /, именуемые поясами. В пределах Чилийского пояса вулканогенных пород их фундамент отличается простотой и лишен той сложной гетерогенности, которая так характерна для Восточно-Азиатской ветви; здесь их основанием являются герциниды и структуры более древнего возраста. Начало формирования вулканогенных пород в пределах рассматриваемого отрезка относится к юре, включая оксфорд, когда вулканизм концентрировался в тектонической зоне, очерчиваемой современным Береговым хребтом. В юре на палеозойском и более древнем метаморфическом комплексе в этой зоне сформировалась вулканогенно-осадочная толща мощностью до 7 тыс.м. В ней на долю вулканитов приходится до 70% пород. Восточнее, т.е. во внешней тектонической зоне Главного хребта, мощность вулканитов сокращается до 3,5 тыс.м. Вулканогенные толщи не распространяются на восток далее западной ее подзоны и сосредоточиваются только в пределах Чили. Вулканогенные толщи первого этапа развития чилийского отрезка пояса в основном представлены андезито-базальтами и андезитами, хотя локально встречаются и продукты кислого вулканизма - игнимбриты, относящиеся к типично континентальным формациям. Андезито-базальты характеризуются повышенным содержанием натрия и более низким - кальция, что сближает их со спилитами, однако повышенное содержание калия не позволяет их отождествлять с названными породами. Кислые продукты вулканизма относятся к щелочным риолитам.
На втором этапе развития чилийского пояса наземного вулканизма сформировалась толща вулканических пород суммарной мощностью около 15 тыс.м и сопутствующие им комагматические интрузии диоритов, адамелитов и гранодиоритов. По возрасту она относится к мелу и палеогену, хотя встречаются пачки вулканитов позднекимериджского возраста; в ее составе заметно преобладают лавы над пирокластическим материалом. Вулканиты относятся главным образом к андезитам, хотя в их составе присутствуют дациты, натривые трахиты и риолиты, риолитовые игнимбриты. Вся серия расчленяется на три комплекса: кимеридж - нижний мел, верхний мел и палеоген.
Накопление вулканических продуктов на втором этапе формирования чилийского отрезка Чилийско-Перуанского вулканогенного пояса в относительно узкой полосе связано с крупным структурным швом, который разделял в юрское время внутреннюю и внешнюю зоны Андийской эвгеосинклинали; он прослеживается параллельно уступу современного континентального склона. Во времени в пределах этой полосы вулканизм смещался к востоку, т.е. от океана внутрь континента.
В Перуанской части (рис. 7) рассматриваемого пояса вулканиты развиты в пределах Западных Кордильер; в их основе находится мощная толща терригенно-карбонатных отложений мезозойского возраста, прорванная интрузиями гранитов. На них сформировался, так называемый, Перуанский вулканогенный пояс, сложенный субаэральными известково-щелочными продуктами кислого вулканизма. В их составе преобладает андезито-дацитовая формация, местами сменяющаяся липаритами и кислыми игнимбритами кайнозойского возраста. От береговой линии Тихого океана вулканогенные структуры отделены зоной, сложенной докембрийскими, палеозойскими и осадочно-вулканогенными породами мезозоя. Эта узкая полоса разновозрастных пород слагает прибрежно-равнинную часть Перу, которая отрезана от структур Тихого океана Чилийско-Перуанским глубоководным желобом, резко обрывающим континентальные структуры к структурам дна океана.
Центрально-Американский вулканогенный пояс
Центрально-Американский вулканогенный пояс - это полоса неоген-четвертичного вулканизма протяженностью около 1 тыс. км., простирающаяся от Панамского канала и до Мексики в окраинно-материковой зоне вдоль побережья Тихого океана и параллельно Центрально-Американскому глубоководному желобу. Фундаментом накопления продуктов неогенового и четвертичного вулканизма на юге служат редуцированные структуры Кордильер, а на севере - Юкотанская плита, которая является частью эпипалеозойской платформы. Как неогеновые, так и современные вулканические породы относятся к андезит-базальтовой формации, более кислые породы к - раннему периоду формирования пояса, в поздних же излияниях присутствуют преимущественно породы базальтоидного состава.
Северо-Американский вулканогенный пояс
Северо-Американский вулканогенный пояс отличается сложным строением и еще больше удален от береговой линии Тихого океана, чем описанные выше Чилийско-Перуанский и Центрально-Американский пояса.
На Мексиканской территории Северо-Американского вулканогенного пояса вулканиты делятся на три зоны: Сьерра-Мадре, Мексиканское нагорье и Поперечная Вулканическая Сьерра. В строении Южной и Западной Сьерра-Мадре принимает участие мощная толща вулканитов юрско-мелового возраста, смятая в складки с подстилающими ее более древними породами. Мексиканское нагорье, протягивающееся в северо-восточном направлении к границе штата Калифорния, покрыто лавово-туфовым чехлом олигоцен-миоценового возраста, залегающим на меловом осадочном комплексе; в его составе преобладают андезиты, за которыми следуют андезито-базальты. Вдоль Поперечной Вулканической Сьерры, с юга обрезающей Мексиканское нагорье, серией разломов трассируется гряда современных вулканов, извергающих андезито-базальтовые лавы. Все три зоны отделены от Тихого океана структурами более древнего возраста, а также Мексиканским заливом и полуостровом Калифорния.
Вулканиты Мексиканского нагорья в виде обширной зоны продуктов субаэрального известково-щелочного вулканизма с комагматичными интрузиями гранодиоритов (диоритов), тоналитов, монцонитов продолжаются в штаты Калифорния и Невада, а далее прослеживаются в штате Вашингтон, где ими сложены Каскадные горы; они доходят до Британской Колумбии в Канаде. Американские геологи весь этот пояс вулканитов с комагматическими интрузиями именуют плато-базальтами, что мне представляется не совсем правильным., В этой толще вулканитов, прослеживающейся от Вулканической Сьерры в Мексике до чуть ли не озера Ванкувер в Канаде на протяжении 4 тыс. км, во многих местах преобладают андезиты (например, Каскадные горы, по-видимому, полностью сложены андезитами), часто встречаются более кислые продукты вулканизма (дациты, липарит-дациты, липариты), хотя во многих районах, где мне приходилось наблюдать (например, в штатах Калифорния и Невада), присутствуют типичные базальты со столбчатой отдельностью. Лишь на плато Колумбия действительно залегает толща плато-базальтов мощностью до 10 км.
Северо-Американский вулканогенный пояс, по-видимому, начал формироваться в верхней юре, на что указывают вулканогенные толщи, присутствующие в юрско-меловых складчатых структурах, однако главная масса вулканитов этой структуры относится к миоцен-четвертичному возрасту. Современный вулканизм в пределах Запада Северной Америки характерен не только для мексиканского отрезка, но проявляется и в самой северной части пояса (Каскадные горы).
Фундаментом вулканогенных толщ рассматриваемого пояса являются разновозрастные осадочные и изверженные породы, однако основная роль в его строении принадлежит мезозойским и кайнозойским структурам Американских Кордильер.
От Тихого океана вулканогенный пояс отделен узкой полосой складчатого фундамента вулканитов: интрузии гранитов, если они не являются комагматическими образованиями, мезозойского возраста, терригенные осадочные породы мелового возраста, палеогена, а также отложения неогена и плейстоцена.
Во время своего путешествия в Чили и Перу я наблюдал впечатляющую картину. Вдоль западной линии Высоких Анд в виде гигантских зубьев выступают многочисленные стратовулканы, сложенные лавовыми потоками, переслаивающимися с пирокластическим материалом андезитового состава; стратовулканы подстилаются мощной толщей кислых вулканитов, преимущественно риолитов. Аналогичные цепи андезитовых вулканов присутствуют и в областях приокеанических орогенических поднятий в Центральной и Северной Америке. Во всех орогенических поднятиях, опоясывающих гигантским кольцом впадину океана, доминирующие среди вулканитов андезиты отличаются удивительным постоянством состава.
Вулканические структуры
Вулканические структуры, изучению которых я уделял особое внимание, имеют прямое отношение к пониманию эволюции субаэрального известково-щелочного вулканизма, сформировавшего системы вулканогенных поясов; ими характеризуются особенности вулканической деятельности, проявившейся в той или иной геологической ситуации; с ними связаны метасоматические преобразования вулканических пород; они являются локализаторами рудной минерализации, ими, наконец, определяются типы вулканогенных рудных месторождений / 24,25,30,31,34,37 /.
В пределах Тихоокеанской системы вулканогенных поясов выделяются следующие типы вулканоструктур: положительные; отрицательные; отрицательные, ассоциированные с эпизональными и субвулканическими интрузиями; вулкано-тектонические.
К положительным вулканоструктурам относятся: вулканические конусы, имеющие простое или сложное строение; гряды или цепочки вулканических конусов, трассируемые разломами прямолинейной или овально-дуговой формы, контролируемые бортами кальдерных депрессий; базальтовые плато; куполовидной или овальной формы поднятия, возникшие при внедрении магматических масс в земную кору, в приповерхностную ее зону. Сходные положительные формы возникают при поднятии блоков фундамета, на котором происходило формирование вулканогенных толщ.
К отрицательным вулканоструктурам относятся широко развитые кальдерные структуры оседания, часто образующие депрессии обрушения, просадки, сложенные одной фацией вулканитов или имеющие полифациальное (гетерогенное) строение. К отрицательному типу структур также относятся кольцевые грабены, иногда возникающие по периферии крупных структур оседания или обрушения; кальдеры; прикальдерные депрессии. К отрицательным вулканоструктурам, ассоциированным с эпизональными и субвулканическими интрузиями, относятся простые прикупольные депрессии или сложные депрессии, связанные с интрузиями внешней кольцевой зоны развития магматических масс плутогенной природы.
К вулкано-тектоническим структурами, имеющим положительные и отрицательные формы и довольно широко развитым в пределах различных звеньев вулканогенного пояса, относятся простые грабены и приразломные прогибы; горсты; моноклинали; сложные ассоциации вулканоструктур, имеющих отрицательные формы, выраженные в виде прогибов; грабен-синклинали; приразломные вытянутые линейные депрессии, сформировавшиеся при опускании отдельных блоков складчатого основания вулканитов.
Привлекают внимание развивавшиеся вокруг вулканов оседания; они обнаружены на периферии действующих вулканов на Камчатке и Гавайских островах. Их связывают с магматическими очагами, находящимися на глубинах 4-5 км. Точные измерения в районе Авачинского вулкана и на Гавайях показали, что эта периферия вулканов испытывает плавное и равномерное оседание, не сопровождающееся землетрясениями. Изучение этих обширных плавных просадок в различных звеньях Тихоокеанского вулканогенного пояса заставляет предполагать, что площади указанных отрицательных структур примерно соответствуют размерам магматического очага вулканов или группы сближенных эруптивных аппаратов.
Разумеется, этим перечнем вулканоструктур не ограничивается их разнообразие. Часто они с трудом распознаются из-за наложенной складчатости или эрозионного разрушения поверхности развития субаэрального вулканизма Тихоокеанского обрамления. Реконструкцию истории развития весьма распространенных кальдерных структур, с которыми чаще всего связана золото-серебряная минерализация, можно продемонстрировать на примере хорошо изученной Карамкенской палеовулканической структуры / 39 /.
Ее заложение относится к сеноман-туронскому времени, когда на пересечении разломов возник ряд вулканических центров, образовавших толщу дацитовых лав и туфов. Накопление вулканитов привело к обрушению поверхности и образованию овальной просадки длиной до 10 км и шириной до 6 км. Обрушение сопровождалось излиянием игнимбритов и выбросами пирокластов, сменившихся потоками базальтовых лав, которые и заполнили образовавшийся овальный прогиб. В конце мела по возникшим на периферии прогиба трещинам произошло излияние липаритов и кислых игнимбритов, за ними последовало внедрение субвулканических интрузий пестрого состава. Внедрение субвулканических интрузий сопровождалось гидротермальной деятельностью, образовавшей поле пропилитизированных пород размером 10х2 км. В нижней части пропилитизированной толщи образовались породы хлорит-эпидотового состава (глубина 1200-800 м), а в верхней (глубина 800-200м) - низкотемпературных пропилитов хлорит-карбонатного и хлоритового состава.
По образовавшимся в пропилитах радиальным трещинам усилилась гидротермальная деятельность, с которой связывается образование на глубинах 600-300 м зоны, сложенной кварц-адуляровыми и кварц-гидрослюдисто-адуляровыми породами, а на глубинах 300-200 м возникли кварциты гидрослюдисто-кварцевого состава с линзами каолинит-алунитовых метасоматитов. В самой верхней части сформировался пласт вторичных кварцитов.
Гидротермально-метасоматическая переработка пород в вулканогенных поясах
Вулканизм и метасоматическая деятельность в Тихоокеанской системе вулканогенных поясов сопровождались переработкой вулканогенных и вулканогенно-осадочных пород; гидротермальным метасоматозом затронуты также и толщи основания пород, хотя именно эта сторона его проявления устанавливается не всюду из-за глубокого залегания фундамента.
Считается, что до сих пор не получено убедительных доказательств непосредственной связи образования метасоматитов и рудообразующих послемагматических процессов, особенно когда поиски фактов генетического родства между этими явлениями ограничиваются конкретными рудными объектами и комагматичными интрузиями в вулканогенных толщах, практически проявленными во всех вулканогенных поясах как в Восточно-Азиатской ветви, так и в Западно-Американской. Но это скорее кажущееся, чем в действительности существующее явление, и его смысл становится понятным, если проблему рассматривать в общем виде. Плодотворной идеей для такого подхода является гидротермальная кислотно-щелочная дифференциация пород -концепция, в свое время рассматривавшаяся Д.С.Коржинским / 12 /.
Изучение взаимоотношений формирования вулканических толщ, внедрения в них комагматичных интрузий, образования метасоматитов и отложения рудного вещества в отдельных вулканогенных поясах показывает, что в целом здесь ярко проявляются два класса гидротермального метаморфизма: региональный и околорудный / 24,34 /. Каждый из них отличается многостадийностью, разнообразием фаций, сложным соотношением с оруденением в зависимости от условий его проявления, но в общем, пожалуй, один и другой повторяют классические схемы образования метасоматитов / 18 /в областях современного активного наземного вулканизма.
В классе гидротермальных фаций регионального метаморфизма заметная роль принадлежит интрузиям и контролирующим их разломам и оперяющим нарушениям; иногда такие метасоматиты приурочены к вулканструктурам оседания. Как в первом, так и во втором случаях гидротермальной переработке подвергаются разного состава интрузии и вулканиты, ассоциированные в одних и тех же структурах. Этот тип метаморфизма распространен также в экзоконтактовых зонах, в которых развиваются типичные для гипабиссальных зон минералы: кварц, мусковит, хлорит, эпидот, альбит, карбонаты, цеолиты и др. Их количественные соотношения меняются от фаций пропилитов внутренней зоны к внешней. Во многих вулканогенных поясах фиксировались случаи, когда гидротермальный метаморфизм накладывается как на гранитоиды, так и на обрамляющие их поля ороговикованных пород, что указывает на более позднее послемагматическое его проявление. В подобных примерах характерно увеличение магнетита по мере удаления от интрузий.
Процессы гипабиссальной (среднетемпературной) пропилитизации протекают при активном привносе кремнезема в фации внутренней зоны и выносе его из внешних зон; при этом заметно возрастает роль трехвалентного железа, тогда как двухвалентное убывает. Направленность процесса подчеркивается выносом калия и кальция при некотором обогащении пород натрием, что и приводит к заметному изменению соотношения калия и натрия, которое меньше единицы (0,2-0,5), тогда как для неизмененных пород этот показатель колеблется в пределах единицы и более. Рассматриваемый тип пропилитизации сопровождается также увеличением количества сульфидной серы.
Среди метасоматитов, обычно относимых к гиабиссальным фациям / 36/, часто присутствуют кварциты, которые ассоциируются с интрузиями гранитоидов; можно предположить, что конечной формой именно этого типа гидротермального метаморфизма является образование вторичных (гидротермальных) кварцитов за счет метасоматической переработки вулканитов. Этот тип гидротермальных метасоматитов обнаружен во многих районах вулканогенных поясов, но особенно хорошо он изучен в Охотско-Чукотском поясе и в чилийском отрезке Перуанско-Чилийского пояса. При полном внешнем сходстве с рассматриваемыми ниже метасоматитами, с которыми тесно связана золото-серебряная минерализация, они имеют и некоторые отличия, на которых вкратце следует остановиться.
Этот, я бы сказал, высокотемпературный тип метасоматитов почти всегда контролируется разломами, имеющими продольное или поперечное направление по отношению к структурам вулканогенных толщ. Среди этих метасоматитов во многих случаях присутствуют серицит-кварцевые, каолинит-кварцевые, алунит-кварцевые и монокварцевые (пористые кварциты) породы. Они всегда ассоциированы с небольшими интрузиями гранитов, гранодиоритов, диоритов и образуют мощные (свыше 300 м) толщи гидротермально измененных вулканических пород. Гидротермальному изменению подвергаются и сами интрузии, с которыми ассоциированы эти вторичные кварциты. В латеральном направлении вторичные кварциты почти всегда обрамляются зонами эпидот-хлоритовых пород. В составе метасоматических зон иногда выделяются алунитовые, алунит-диаспор-каолинитовые, топазовые и монокварцевые породы; нередко присутствуют гидрослюды, рутил, пирит, зуниит, самородная сера. Иногда этим породам свойственен разнообразный набор высоко - и среднетемпературных минералов, среди которых, наряду с высокоглиноземистыми минералами (диаспором, андалузитом, алунитом, корундом, пирофиллитом), обычны типичные минералы грейзенов (топаз, зуниит, турмалин, флюорит), свидетельствующие о широком участии в метасоматических преобразованиях пород летучих компонентов. Роддер, Берзина, Сотников, Наибородин, Еремин и другие / 4 / считают, что при образовании этих пород в около интрузивных зонах существовали определенные режимы с высококонцентрированными растворами, высокими температурами минералообразования, разгрузкой гидротерм преимущественно в пределах субвулканических тел. Для них характерно медно-молибденовое порфировое оруденение.
Гидротермальный метаморфизм, связанный с субвулканическими фациями вулканогенных поясов, проявлен очень широко и наблюдается в разных их зонах; он довольно детально изучался в Охотско-Чукотском поясе. В своем пространственном размещении субвулканические фации в значительно большей степени подчиняются вулканоструктурам или контролирующим именно эти формы вулканической деятельности обширным разломам и оперяющим их дизъюнктивным структурам. Фациальное разнообразие метасоматитов субвулканического гидротермального вулканизма включает такие образования, как гидротермальные кварциты, являющиеся типичными продуктами кислотной переработки вулканитов, так и аргиллизиты, пропилиты, пропилитизированные породы, ортоклазовые метасоматиты и др.
Метасоматиты этого класса относятся, в общем, к низкотемпературным образованиям, развивающимися в разнообразных по составу породах как субвулканического, так и вулканического ряда. Они встречаются в отрицательных вулканоструктурах в виде больших залежей мощностью в несколько сотен метров; часто вдоль разломов формируются линейные зоны длиною в десятки или даже сотни километров; иногда на поверхности выделяются осветленные или ярко окрашенные в бурые тона окислами железа аргилиты, кварциты и т.д.
Не все типы низкотемпературных метасоматитов с одинаковой интенсивностью образуются по одним и тем же породам; в проявлении этого процесса наблюдается некоторая избирательность, вероятно, обусловленная щелочно-кислотным показателем растворов, кислородным потенциалом и термодинамической обстановкой. Гидротермальные кварциты возникают преимущественно в кислых породах: липаритах, туфах, игнимбритах, реже в андезитах и еще реже в базальтах. Аргиллизиты обычно занимают верхнюю зону наиболее интенсивного выщелачивания кислых вулканитов; они связаны различными переходами с кварцитами и пропилитами. В качестве внешней фации многих рудных полей последние возникают в связи с андезитами, базальтами, в виде обособленных массивов проявляются и в вулканитах более кислого состава. В некоторых районах вулканогенных поясов прослеживаются зоны гидротермально измененных пород, в верхней части которых залегают аргиллизиты, затем ниже идут кварциты, под ними находятся пропилиты, нередко наложенные на среднетемпературные (гипабиссальные) пропилиты с эпидотом. Ортоклазовые метасоматиты образуются за счет пород андезитового состава, а также на субвулканических липаритах и дацитах.
Минеральный состав низкотемпературных метасоматитов разнообразен. Для аргиллизитов характерны алунит, каолинит, диккит; в них иногда присутствуют сульфаты железа, ассоциированные с сульфидами. Низкотемпературные кварциты слагаются кварцем с гидрослюдами, адуляром, хлоритами, но встречаются и такие сравнительно редкие минералы, как топаз, флюорит, апатит. Список минералов в пропилитах, особенно когда в них проявляются черты ксенотермальности, несколько расширяется; эти породы слагаются кварцем, гидрослюдами, хлоритами, карбонатами с адуляром, эпидотом, цеолитами. Наконец, сравнительно редкие ортоклазовые метасоматиты характеризуются ортоклазом, биотитом, в меньшей степени альбитом.
Детали механизма образования широкой гаммы метасоматитов, замещающих вулканиты как кислого состава, так и среднеосновного, освещены в работах многих отечественных и зарубежных исследователей, где раскрывается сущность этого сложного процесса и крайне важного для понимания близповерхностного золото-серебряного рудообразования / 10,11,32,35 /. Поэтому отмечу лишь главнейшие тенденции его развития, основываясь на материалах различных исследователей и своих личных наблюдениях /24,26,33/.
В целом, развитие метасоматитов сопровождается выносом петрогенных элементов и перераспределением металлов. Даже кремнекислота, количество которой в монокварцитах достигает 80% и более, играет некоторую роль в балансе выщелачиваемого вещества, хотя кремний, так же как и алюминий, составляющий сущность низкотемпературной кислотно-щелочной переработки вулканогенных толщ, обладает наименьшей относительной подвижностью, по сравнению со всеми другими элементами. Это и понятно, так как процесс протекает в таком температурном интервале, когда активность аниона СО2 резко возрастает, а аниона SiO2 - снижается, определяя тем самым и подвижность Аl. Вспомним в связи с этим, что в последней стадии образования даже среднетемпературных кварцевых жил увеличивается их карбонатный компонент. Алюминий в основном подвергается перераспределению.
В развитии низкотемпературного метасоматоза важную роль играет калий, который в некоторых случаях, подавив подвижность алюминия, выносится (монокварциты), а в других - накапливается, что подчеркивается развитием адуляризации. В целом же его баланс, вероятно, должен быть положительным, и именно поэтому низкотемпературный гидротермальный метаморфизм вулканических толщ следует рассматривать как калиевый метасоматоз со всеми вытекающими отсюда последствиями. Однако это утверждение действительно только для последней стадии развития процесса, когда перераспределение кремния и алюминия в основном произошло, иными словами, когда кислотное выщелачивание ослабевает и кислая среда сменяется на щелочную.
Натрий, кальций и магний подвергаются активному выносу и перераспределяются между отдельными фациями метасоматитов, например при развитии карбонатизации, хлоритизации.
Для низкотемпературного гидротермального метаморфизма практически во всех Тихоокеанских вулканогенных поясах в целом характерен положительный баланс воды, и эта тенденция ярко выражена в новообразованных минералах, содержащих ее в своих решетках (гидрослюды и др.).
Гидротермальный метасоматоз в собственно рудную стадию его развития и формирующиеся при этом гидротермально измененные породы прежде всего обладают вертикальной зональностью и характеризуются пространственно-временными соотношениями с оруденением; на золото-серебряных месторождениях рассматриваемых поясов с удивительным постоянством выделяются три зоны метасоматических образований: нижняя пропилитовая подрудная с эпидот-альбитовой подзоной, околожильная кварц-пропилитовая рудной минерализацией и надрудная аргиллитовая.
Подрудная зона, как правило, слагается эпидот-карбонат-хлоритовыми породами, обычно развивающимися по вулканитам средней основности; книзу она сменяется эпидот-альбитовыми породами, характеризующими более высокие температуры ее образования, чем у собственной рудной зоны.
Залегающие на этих породах кварц-пропилитовые породы являются рудной зоной, вмещающей золото-серебряное оруденение; пределах описываемых поясов подобная зона является вмещающей и для ряда других рудных формаций, от рассмотрения которых я намеренно уклоняюсь в связи с задачей, которую поставил перед собой. Почти всегда наиболее продуктивной частью этой рудной зоны является подзона гидротермальных кварцитов или гидрослюдисто-кварцевых пород. В этих метасоматитах качестве типоморфных минералов присутствуют гидрослюды со структурой 1М, 1М+2М1 и ЗТ. В околожильных метасоматических образованиях, кроме гидрослюд, широко распространен адуляр, а в периферических частях - глинистые минералы; иногда появляются пирит, ярозит, рутил, лейкоксен, гидроокислы железа.
Надрудная верхняя зона почти всегда слагается каолинитом и кварцем, хотя в некоторых случаях развивается алунит существенно калиевой разновидности, с соотношением К2О/Nа2 равным 20-45. Такие минералы, как диккит, накрит, галлуазит, монтмориллонит, имеют второстепенное значение, хотя именно по ним можно судить о среде накопления кварца и о характере минералообразующих растворов. В ассоциации с названными минералами иногда появляются пирит, марказит, антимонит, киноварь /39,42/.
Золото-серебряная минерализация Тихоокеанской системы вулканогенных поясов
В пределах Тихоокеанской системы вулканогенных поясов золото-серебряная минерализация проявлена чрезвычайно ярко и в высшей степени мощно, значительно сильнее, чем любой другой типоморфный для этих структур металл (олово, медь, вольфрам, молибден, ртуть), - встречающийся в Тихоокеанских вулканогенных поясах в различных по характеру и размерам месторождениях. Промышленные концентрации указанных элементов часто образуют и обширные линейно вытянутые зоны, но, тем не менее, проявляются локально. К ним, например, можно отнести медный Чилийско-Перуанский пояс или оловоносную зону Сихотэ-Алиня, или ртутоносные зоны Северо-Востока Азии и т.д.
Металлогенической особенностью вулканогенных структур Тихоокеанского обрамления является пространственная и парагенетическая связь золото-серебряного оруденения с продуктами игнимбритового вулканизма, фиксировавшаяся многими исследованиями, проведенными во второй половине XX столетия. Эта главная особенность металлогении вулканогенных поясов просматривается в тесной связи ее с различными типами вулкано-тектонических структур и с вулканогенными (в том числе с субвулканическими интрузиями) породами вулкано-плутонических ассоциаций. Однако обращает на себя внимание то обстоятельство, что золото-серебряное оруденение не имеет явных пространственных и, по-видимому, парагенетических связей с гранитоидными плутонами, несмотря на их комагматичность именно с кислыми продуктами вулканизма. В некоторых районах для интрузивно-эффузивной ассоциации характерны околоинтрузивные проявления молибдена, полиметаллов, к которым в качестве второстепенного элемента прибавляется золото со слабой серебристостью. По-видимому, плутоногенная фация оруденения вулканоген