Научная электронная библиотека
Монографии, изданные в издательстве Российской Академии Естествознания
МИНЕРАЛЬНО-СЫРЬЕВЫЕ РЕСУРСЫ ТУВЫ: КРАТКАЯ ХАРАКТЕРИСТИКА МЕСТОРОЖДЕНИЙ ПОЛЕЗНЫХ ИСКОПАЕМЫХ
Лебедев Н. И.,
ГЕОЛОГО-МЕТАЛЛОГЕНИЧЕСКАЯ ХАРАКТЕРИСТИКА ТЕРРИТОРИИ ТУВЫ
Академик РАЕ, профессор, д.г.-м.н. В.И.Лебедев
Тувинский регион и трансграничная северо-западная часть Монголии являются составной частью Центрально-Азиатского подвижного пояса, возникшего в связи с геодинамической эволюцией и закрытием Палеоазиатского океана (Зоненшайн и др., 1990; Берзин и др.., 1994). К областям максимального раскрытия Палеоазиатского океана в возрастном интервале 640–550 млн лет на территории Тувы относятся Агардагская (570 млн л.), Каахемская, Куртушибинская, Западно-Тувинская, Монгунтайгинская и ряд других зон в которых происходило формирование офиолитовых ассоциаций с проявлениями золото-платиноидной ультрамафит-мафитовой формации. К структурам закрытия Палеоазиатского океана относятся венд-раннекембрийские островодужные системы, в частности, Ондумская, Улугойская, Восточно-Таннуольская и более мелкие фрагменты других подобных структур, плохо распознаваемые среди обширных полей гранитоидов. Их металлогеническая специализация определяется золото- и серебросодержащими медно-колчеданными и колчеданно-полиметаллическими формациями.
Длительный характер эволюции обусловил многоактную аккреционную природу пояса с возрастным смещением аккреционных, коллизионных и постколлизионных процессов, с каждым из которых сопряжён вполне определённый комплекс рудных формаций. Это стало главной причиной проявления здесь общей латеральной металлогенической зональности (Дистанов, Оболенский, 1994), причем не только в выделенных временных интервалах, но и пространственное совмещение разноэтапного оруденения в одних и тех же тектонических зонах (Лебедев, 1998). Это обусловлено унаследованным характером развития зон, предопределённого, в свою очередь, спецификой протекания аккреционных процессов в силу наличия в районе Тувы «заливообразного» в направлении Сибирского кратона изгиба единой субдукционной границы Палеоазиатского океана, резко затруднившего субдукцию и способствовавшего утолщению и охлаждению океанической литосферы (Лебедев, Черезов, Лебедева, 1999; Lebedev, Cherezov, Lebedeva, 1999).
Дальнейшая геодинамическая эволюция региона сопряжена с очень длительным, медленным и пульсационно-прерывистым погружением «охлаждённого» и «утяжелённого» блока мантийной части литосферы, сопровождавшимся компенсационной дегазацией подстилающих горизонтов мантии и компенсационным перемещением вверх магматических расплавов. Погружение осуществлялось на фоне общего горизонтального сжатия литосферы, вызванного схождением смежных литосферных плит. Над краевой частью погружающегося блока мантии размещался Таннуольско-Хамсаринский блок, представлявший собой «блюдцеобразное» горстовое поднятие активизированного шельфа Тувино-Монгольского микроконтинента. Геоантиклинальный (островодужный) характер этого блока обуславливался тем, что погружение его фундамента полностью компенсировалось накоплением мощных терригенно-карбонатно-вулканогенных отложений (Кембрийская тектоника…., 1970). Блок подвергался интенсивному горизонтальному сжатию, вызванному как схождением смежных литосферных плит, так и погружением подстилающего блока мантии, под воздействием которого он как бы «засасывался» вовнутрь Земли.
В раннем докембрии в блоках коры, характеризовавшихся подобной геодинамической позицией, формировались гранулит-гнейсовые пояса (Шарков и др., 1996), тогда как в Таннуольско-Хамсаринском блоке осуществлялся длительный процесс становления гранитоидных тел, приведший, в конечном итоге, к возникновению обширного Восточно-Тувинского гранитоидного пояса таннуольского комплекса (Чучко, 1971). Оценки возраста гранитоидов таннуольского комплекса, полученные K-Ar методом, находятся в интервале 510–410 млн лет (Леонтьев и др., 1981), а по данным U-Pb и Pb-Pb методов – 446,7–451 млн лет (Козаков и др., 1998; Pfander et al., 1998). Последние цифры соответствуют периоду наиболее массового становления гранитоидов.
Под воздействием погружающегося блока мантии Таннуольско-Хамсаринский блок коры не только «засасывался» вовнутрь Земли, но и подвергался гравитационному раздавливанию («будинированию»). Вследствие этого в его центральной части возникла Каахемская рифтогенная зона, контролируемая системой дугообразных расходящихся обратных сбросов, выступающих в качестве границ структурно-формационных подзон и проникавших в смежные тектонические зоны. Первоначально она формировалась в виде обширной поперечной депрессии, захватывающей краевую часть Тувино-Монгольского микроконтинента. В последующем произошло заложение обратных сбросов и центрального антиклинорного поднятия термальной природы, фиксируемого на современном эрозионном срезе Агойско-Бийхемским, Улугойским и Ожинским выступами. Появление антиклинорного поднятия обусловило обособление от Каахемской зоны краевой Восточно-Тувинской рифтогенной зоны, характеризующейся развитием ареального типа офиолитовой ассоциации протрузивно-магматической природы (Коробейников, Ковязина, 1988, 1989) и занимающей пограничное положение между Таннуольско-Хамсаринским блоком и Тувино-Монгольским микроконтинентом.
Широко распространенные в Каахемской рифтогенной зоне протрузии мантийных гипербазитов, по-видимому, первоначально проникали в кору вдоль плоскостей обратных сбросов, а затем, на уровне рифейско-нижнекембрийского чехла использовали при своём продвижении вверх межформационные границы. Сами же протрузии выступали в качестве своеобразных магмо- и флюидопроводников.
Протрузии гипербазитов и нижнепалеозойских интрузий габброидов и гранитоидов концентрируются в «кольцеобразные» ареалы, которые при продвижении на запад Каахемской рифтогенной зоны сменяются палеовулканическими постройками. В пределах Карабельдирского палеовулкана, расположенного на крайнем юго-восточном окончании Дерзиг-Ужепской подзоны, кислые вулканиты содержат включения гипербазитов (Коробейников, Исаков, 1981). С «кольцеобразными» ареалами раннепалеозойских интрузий пространственно сопряжены золоторудные и золотороссыпные узлы, которые в западном направлении сменяются колчеданно-полиметаллическими, приуроченными к древним палеовулканическим постройкам. В Ондумском колчеданно-полиметаллическом узле (в пределах Ондумской подзоны) рудопроявления локализованы в краевой части дугообразной в плане и корытообразной в разрезе кальдеры проседания, выполненной вулканогенно-карбонатными отложениями тапсинской свиты (Бухаров, 1974). В расположенном восточнее Тарданском золоторудном узле, в краевой части подобной кальдеры, на большей части площади замещённой раннепалеозойскими интрузиями габброидов и гранитоидов, размещаются золото-скарновые проявления, в т.ч. крупное Тарданское месторождение.
В северо-восточной части Каахемской рифтогенной зоны интенсивно проявлен венд-нижнекембрийский риолит-базальтовый вулканизм анахемского и туматтайгинского вулканических комплексов Улугойской и Харальско-Ондуттайгинской подзон (Зайков, 1976, 1991) и установлены наиболее крупные колчеданно-полиметаллические узлы, в т.ч. Кызыл-Таштыгское месторождение. Здесь же расположен и Харальский золотороссыпной узел. Высокая металлогеническая продуктивность этой части рифтогенной зоны обусловлена не только интенсивным проявлением магматизма, но и рядом геодинамических факторов, объективно затруднявших процесс магматической разгрузки глубоких недр и способствовавших накоплению и обособлению в магматических расплавах газово-флюидной составляющей. Такими факторами являются грушевидный характер поперечного профиля коры рассматриваемой части рифтогенной зоны с «горлышком», обращённым к дневной поверхности, а также зарождение и вертикальный рост центрального антиклинорного поднятия, вызвавшего смещение активных магматических процессов в краевые депрессии, вмещающие колчеданно-полиметаллические узлы. Так, для Казыл-Таштыгской депрессии, включающей одноимённое рудное поле, характерна корытообразная форма поперечного сечения. В бортах депрессии породы имеют крутое залегание с углами падения пластов 40–70°, а в осевой части – субгоризонтальное (Зайков, 1991). Поперечный профиль депрессии явно указывает на то, что её формирование происходило путём гравитационного проседания клиновидного блока фундамента. В свою очередь, такое проседание, по-видимому, можно рассматривать как естественную реакцию на давление магмы, поступающей из глубоких горизонтов. При своём проседании клиновидный блок фундамента заклинивал пути движения магмы и способствовал возникновению промежуточных очагов – магмоотстойников, широкое развитие которых устанавливается данными палеовулканических исследований (Кузебный, 1995).
На территории Харальского золотороссыпного узла, сложенного верхнерифейской харальской серией, метаморфизованной в условиях зеленосланцевой фации, крупных золоторудных объектов не выявлено. Харальская серия имеет двучленное строение (Зайков, 1976): нижняя её часть (демиржинская свита) существенно метатерригенная, а верхняя (харальская свита) – вулканогенная. В составе серии широко представлены углеродистые сланцы, сконцентрированные в верхней толще демиржинской свиты. Они характеризуются повышенной золотоносностью (Зайков, 1976; Рудные формации…, 1981; Черезов и др., 1992) и развиты в зонах гребневидных складок и постскладчатого рассланцевания, которые ограничивают или разделяют блоки вулканогенных пород харальской свиты. Изотопный состав серы пирита углеродистых сланцев говорит о существенной роли эндогенного источника в образовании рассеянной золото-сульфидной минерализации сланцев (Иванкин, Назарова, 1984; Летников и др., 1996).
При продвижении от Каахемской рифтогенной зоны в юго-западном и северо-восточном направлениях колчеданно-полиметаллическое и золотое оруденение сменяется медно-молибден-порфировым. Медно-порфировое оруденение впервые появляется в связи с ранне-среднекембрийскими интрузиями габбро-плагиогранитов, ассоциирующими с базальт-андезитовыми эффузивами островодужного комплекса, но более важная в промышленном отношении медно-молибденовая минерализация формировалась уже после становления гранитоидных плутонов главной фазы (Берзина и др., 1994). Крупным представителем рассматриваемого типа оруденения является Аксугское месторождение, локализованное на крайнем северо-востоке Таннуольско-Хамсаринского тектонического блока.
В среднепалеозойско-раннемезозойский период геотектоническая эволюция Таннуольско-Хамсаринского тектонического блока, как и региона в целом, также контролировалась погружением «тяжёлого» блока мантии, о чём свидетельствует унаследованный характер развития основных тектонических зон, сформированных в предыдущий этап развития. В частности, в среднем палеозое отмечалась высокая тектоно-магматическая активность в контурах Каахемской рифтогенной зоны и осуществлялось становление крупных гранитоидных плутонов бреньского комплекса. Металлогенический профиль Таннуольско-Хамсаринского блока в этот период развития определяют золоторудные, медно-молибден-порфировые и, особенно, редкоземельно-редкометальные месторождения. На границе блока с Тувино-Монгольским массивом (Сангиленским блоком) сформировано крупнейшее тантал-ниобиевое Улуг-Танзекское месторождение, а на крайнем северо-востоке блока – существенно иттриевое Арысканское месторождение. В рудно-геохимической модели вертикальной зональности тектоносферы А.Д.Щеглова и И.Н.Говорова (1985) слои, обогащённые редкими землями и редкими металлами, залегают на глубинах, превышающих 500 км. Модель позволяет предположить, что погружающийся «тяжёлый» блок мантии достиг таких глубин и своим весом обусловил дефлюидизацию этих слоёв. В этот период наследуется и направление тренда металлогенической зональности Таннуольско-Хамсаринского блока. Здесь при продвижении с востока на запад редкометальное оруденение Дерзиг-Сайлыгского грабена, выполненного девонским андезито-риолитовым комплексом (Бухаров, Зайков, 1979), сменяется медно-молибден-порфировым (Кызык-Чадрское месторождение) и золотым оруденением Ожинского выступа.
В венд-нижнекембрийский этап развития Центрально-Тувинская и Шибэту-Агардагская зоны представляли собой аккреционные призмы краевой части Палеоазиатского океана и характеризуются двучленным строением. В нижней части развиты метаморфические парасланцы с прослоями метаморфизованных подушечных лав основного состава устуишкинской серии. На сланцевый комплекс обдуцирован венд-кембрийский офиолитовый комплекс, в наиболее полном виде сохранившийся в пределах Хемчикско-Куртушибинской зоны. Шибэту-Агардагская зона фиксировала собой «залив» субдукционной границы более высокого порядка. В процессе обособления и замыкания Тувинского океанического «залива», сопровождавшегося интенсивным горизонтальным сжатием литосферы, осуществлялось вдавливание клиновидного океанического блока в Тувино-Монгольский микроконтинент. С океаническим и аккреционным этапами развития региона связано формирование месторождений хромитов. Их залежи локализуются в крупных олистолитах тектонизированных гипербазитов офиолитовой ассоциации.
Со среднего кембрия по мел развитие Центрально-Тувинской и Шибэту-Агардагской зон полностью контролировалось пульсационно-прерывистым погружением «тяжёлого» блока мантии в условиях стеснённой деформации, что обусловило неоднородный (шарнирный и клавишно-блоковый) тип погружения дна рассматриваемых зон. В их различных частях между одними и теми же толщами пород имеют место, как постепенные переходы, так и несогласия, в т.ч. и угловые. Это особенно отчётливо устанавливается для чергакского ракушнякового горизонта с базальными гравелитами в основании. Этот горизонт со структурным несогласием перекрывает кембрийские вулканогенно-осадочные образования в Хову-Аксынском рудном узле и согласно залегает с терригенными отложениями ордовика – раннего силура на северо-западном крыле Центрально-Тувинской зоны. Подобные взаимоотношения с подстилающими породами характерны для базальных слоёв нижнего девона (конгломераты кендейской свиты), эйфельского яруса (агломератовые туфы саглинской свиты), турнейского яруса (конгломераты кызылчиринской, суглугхемской и хербесской свит).
Преобладание нисходящих движений в динамике развития Центрально-Тувинской и Шибэту-Агардагской зон обусловили доминирование в их тектонической структуре простых (штамповых) синклинальных форм и моноклиналей, отделённых друг от друга гребневидными горст-антиклиналями и разломами. На современном эрозионном срезе гребневидные антиклинали сложены венд-кембрийскими осадочно-вулканогенными образованиями, но в целом ряде мест фиксируется наличие в их ядерных частях подстилающих терригенно-сланцевых отложений. Общий план клавишно-блоковой тектонической структуры Центрально-Тувинской зоны определяется чередованием вдоль её простирания поперечных трапециевидно-клиновидных блоков, попеременно обращённых своими клиновидными окончаниями на северо-запад и юго-восток.
Погружение «тяжёлого» блока мантии сопровождалось компенсационным перемещением вверх магматических расплавов и их накопление в подкоровой области. Периоды накопления критических объёмов магмы синхронны с периодами воздымания дна Центрально-Тувинского прогиба, расчленения его на горсты и грабены, накопления молассоидов и проявления бимодального вулканизма. Бимодальный вулканизм имел место в среднем кембрии (Чучко и др., 1969), нижнем ордовике (Зайков и др., 1971), но наиболее интенсивно проявился в нижнем девоне – эйфеле. Накопление магматических расплавов в подкоровой и внутрикоровой областях, по-видимому, сопровождалось эрозией коры в результате магматического подслаивания (underplating). Этим и объясняется отсутствие внутри Центрально-Тувинского прогиба крупных гранитоидных плутонов ранне- и среднепалеозойского возраста. Небольшие по размерам плутоны сютхольского (D2) и торгалыкского (D3–C1) комплексов размещаются преимущественно в пределах кровли венд-кембрийских образований внутри горст-антиклинальных блоков и на современном уровне эрозионного среза тяготеют к краевым частям прогиба.
По многим особенностям тектонического строения и развития Центрально-Тувинский прогиб можно отнести к категории структур, которые А.Д. Щеглов (1997) определил как зоны синхронного рифтогенеза, перспективные на стратиформный тип оруденения. В прогибе известны свинцово-цинковые рудопроявления, локализующиеся на эйфельском (месторождение Солчур (Бартьев и др., 1990)) и живетском (Анастасиев, Злобина, 1991) стратиграфических уровнях. Наряду с ними, в Центрально-Тувинском прогибе развиты рудные объекты: золото-кварцевой (Алдын-Маадырский, Эйлигхемский и Амыло-Сыстыгхемский рудные поля); арсенидной никель-кобальтовой «пятиэлементной» (Хову-Аксы, Кызыл-Оюк, Тээли, Кадый, Акол и др.) и медно-кобальтовой сульфоарсенидно-блекловорудной (Узуной, Кендей, Толайлыг и др.); сурьмяно-серебряной (Узун-Хем, Каат-Тайга, Мерген-Булак и др.); сурьмяно-мышьяковой ртутной (Терлиг-Хая, Арзак Чазадыр и др.); карбонатитовой железорудно-флюорит-редкоземельной (Кара-Суг, Чоза, Улатай и др.) и других рудных формаций (Серебро-сурьмяная…., 1992).
Золото-кварцевые рудные поля размещаются в пределах горст-антиклиналей, разделяющих поперечные трапециевидно-клиновидные блоки Центрально-Тувинского прогиба. В северо-восточной части прогиба (Амыло-Сыстыгхемское рудное поле) возраст оруденения, по-видимому, раннепалеозойский. Оно связано со становлением кембро-ордовикских габбро-плагиогранитных интрузий и содержит платиноидную минерализацию (Коробейников, 1994). В центральной и юго-западной частях прогиба оруденение формировалось уже совместно со становлением позднепалеозойского дайкового комплекса (Васильев и др., 1979). Несмотря на различия в возрасте, структурные условия локализации гидротермальной золоторудной минерализации в различных частях Центрально-Тувинского прогиба аналогичны: размещение в продольных и поперечных трещинных зонах осевых частей горст-антиклиналей.
Большинство месторождений и проявлений других перечисленных выше рудных формаций размещается внутри поперечных трапециевидно-клиновидных блоков. Наиболее продуктивные в промышленном отношении рудные объекты локализуются в пределах клиновидных окончаний этих блоков, характеризующихся своеобразием тектонического режима осадконакопления. В рудных полях и узлах это фиксируется несогласиями, особенностями литологического состава и изменчивостью мощностей стратиграфических разрезов среднепалеозойских отложений. Данные минералогических, изотопных, термобарогеохимических и палеогидрогеологических исследований (Борисенко и др., 1984; Озерова и др., 1986; Борисенко, 1990; Серебро-сурьмяная…, 1992) свидетельствуют о формировании этих месторождений в результате смешения эндогенных флюидов и захоронённых внутри прогиба эвапоритовых рассолов. В процессе развития поперечных трапециевидно-клиновидных блоков осуществлялся вертикальный рост пограничных горст-антиклиналей и одновременное «проседание» накапливающихся между ними вулканогенно-осадочных образований. Такое «проседание», с одной стороны, сопровождалось «засасыванием» вадозных вод во внутренние области депрессий и формированием палеоартезианских бассейнов, а с другой – резко затрудняло магматическую разгрузку расположенных под ними магматических очагов и способствовало, тем самым, их флюидному насыщению и обособлению в них водно-солевой металлоносной фазы. Установлена также приуроченность рудных узлов к краевым частям серповидных тектонических блоков, формирующихся на участках флексурных перегибов верхнего слоя коры в зонах крупных разломов (Черезов и др., 1996).
Специфика аккреционных процессов в рассматриваемой части окраины Палеоазиатского океана выразилась в постепенном обособлении от него Тувинского океанического «залива». После его «отторжения» дальнейшая длительная геодинамическая эволюция региона происходила на фоне медленного пульсационно-прерывистого погружения охлаждённого и «утяжелённого» блока мантийной части литосферы. Эти процессы обусловили многоэтапный и унаследованный характер развития основных тектонических зон и контролировали размещение в них полихронного эндогенного оруденения различных формационных типов.
Наблюдаемая смена во времени колчеданно-полиметаллических и золоторудных месторождений арсенидно-никель-кобальтовыми, ртутными и редкометально-редкоземельными хорошо согласуется с рудно-геохимической моделью тектоносферы А.Д.Щеглова и И.Н.Говорова (1985), если допустить, что по мере погружения «тяжёлого» блока мантии осуществлялась последовательная дефлюидизация подстилающих горизонтов мантии.
Продуктивные в промышленном отношении месторождения приурочены к мобильным участкам тектонических зон, характеризовавшихся одновременным проявлением целого ряда геодинамических факторов, затрудняющих магматическую разгрузку глубоких недр и способствовавших флюидному насыщению промежуточных магматических очагов и обособлению в них газово-флюидной металлоносной составляющей.
С позднего докембрия до ранней перми в границах рассматриваемой территории Центрально-Азиатского пояса существовали консолидированные области (Тувино-Монгольский остаточный эпибайкальский срединный массив, Восточно-Саянский докембрийский массив, Тувинский эписалаирский массив ранней консолидации) и мобильные зоны (Долиноозёрная и Камбросаянская байкало-салаирские, Западно-Саянская салаиро-каледонская, Делюно-Юстыдская каледоно-герцинская, Монголо-Алтайская герцинская).
Тувино-Монгольский остаточный эпибайкальский срединный массив объединяет байкалиды Сангилена, Прихубсугулья, Тарбагатая и Хан-Хухия. Фундамент его представлен гнейсово-сланцевыми и сланцево-карбонатными в различной степени гранитизированными метаморфическими образованиями протерозоя. Нижний этаж чехла, занимающий около 7 % площади массива, сложен терригенно-карбонатными и терригенно-вулканогенными отложениями нижнего кембрия и классифицируется как салаирский сингеосинклинальный, синхронный с океаническими комплексами прогибов Центральной и Северо-Восточной Тувы, Хангая и Северо-Западной Монголии. На территории Тувы он сохранился в Эмийско-Чахртойском прогибе и Каргинской наложенной впадине. Структуры орогенного этажа пользуются ограниченным распространением и представлены осадочно-вулканогенными континентальными образованиями нижнего девона –
эйфеля, сохранившимися в Самагалтайской грабен-синклинали. Дейтероорогенные наложенные приразломные впадины выполнены вулканогенно-терригенными пермскими и угленосными карбонпермскими и юрскими – молассоидами. Краевые зоны остаточного массива сложены меланжированными венд-кембрийскими образованиями офиолитовой ассоциации и островодужно-океанического комплекса геологических формаций, которые в среднем – позднем палеозое и раннем мезозое были интрудированы относительно разновозрастными гранитоидами и габброидами. Эти зоны фиксируются гравитационными ступенями поля и цепочками положительных магнитных аномалий интенсивностью до 4,8 мэ, тогда как центральная часть массива характеризуется относительно спокойным магнитным полем низкой интенсивности (0,5–0,8 мэ) и отрицательными значениями поля силы тяжести. Мощность гранитно-метаморфического слоя изменяется здесь от 20 до 24 км, а «базальтового» – от 30 км в относительно мобильных краевых частях до 33 км в наиболее стабилизированных блоках. Поверхности Мохо и Конрада залегают согласно, за исключением краевых частей, что свидетельствует о стабильном, устойчивом плане структурных деформаций, сохранившихся с байкальского этапа. Их инверсия в периферийных частях массива и на участках возникновения наложенных прогибов, впадин и грабенов свидетельствует об относительной подвижности этих блоков.
Металлогенические зоны Тувинско-Монгольского сегмента Центрально-Азиатского складчатого пояса преимущественно редкометальной редкоземельной и медно-молибден-порфировой специализации, совпадают с ареалами проявлений внутриплитного плюмового магматизма, представленного среднепалеозойскими щёлочно-ультраосновными и позднепалеозойскими щёлочно-гранитоидными массивами Восточной Тувы, среднепалеозойскими литий-фтористыми гранитами Западной Тувы, мезозойскими карбонатитовыми массивами Центральной Тувы и полями кайнозойских щёлочно-базальтовых вулканитов Восточной Тувы. Ряд из перечисленных объектов представляет собой уникальные месторождения (Баянкольское алюминиевое, Улуг-Танзекское редкометальное, Тастыгское литиевое, Карасугское редкоземельное, Аксугское медно-молибденовое). Одним из представителей плюмового магматизма редкометальной специализации являются сподуменовые гранитоиды Сольбельдирского месторождения с возрастом 494 млн лет. Выявление новых ареалов распространения плюмового магматизма, в частности карбонатитового железорудно-редкоземельного, повышает редкометальный потенциал региона.
С ареалами развития вулкано-плутонических комплексов, становление которых связано с проявлением различных геодинамических режимов (спрединга, субдукции, аккреции, коллизии) на этапах зарождения, существования и закрытия Палеоазиатского океана, совпадают металлогенические зоны преимущественно благороднометальной и полиметаллической специализации. Золото-платиноидная минерализация ультрамафит-мафитов характерна для Каахемской, Монгунтайгинской, Агардагской, Куртушибинской, Билин-Бусиингольской офиолитовых зон. Золотосодержащие медно-колчеданные и колчеданно-полиметаллические формации повышенной сереброносности приурочены к Ондумской, Улугойской и Восточно-Таннуольской островодужным зонам.
Значительная часть Центрально-Азиатского складчатого пояса (Южная Тува, Юго-Восточный Алтай, Северо-Западная Монголия) принадлежит к области позднекембрийской стабилизации и выделяется (Рудные формации…., 1981) в качестве Тувинского эписалаирского массива ранней консолидации. Этот устойчивый массив характеризуется отчётливо выраженным двухъярусным строением, обусловленным наличием складчатого фундамента и менее дислоцированного чехла. Структуры фундамента сложены преимущественно островодужно-океаническими стратифицированными комплексами позднего докембрия – раннего кембрия, которые прорваны в позднем кембрии – раннем ордовике гранитоидами пестрого состава. Отложения чехла представлены породами ордовикского, силурийского, девонского, каменноугольного и юрского возраста. Наиболее древние докембрийские образования установлены в контурах жёстких выступов фундамента, в частности – в пределах Таннуольско-Ондумской мобильной зоны. В их составе присутствуют метаморфические сланцы, гнейсы, мраморы, метаморфизованные вулканогенные и терригенные толщи. Средняя венд-кембрийская часть комплекса основания пользуется наибольшим распространением среди структур фундамента и представлена вулканогенными и осадочно-вулканогенными образованиями. По составу вулканических продуктов и комагматических интрузий они отвечают офиолитовой, андезито-базальтовой и андезито-риолитовой ассоциации пород. Офиолитовая ассоциация в большей мере характерна для Хемчикско-Сыстыгхемского террейна, а андезито-базальтовая и андезито-риолитовая – для Таннуольско-Ондумского террейна, что подчёркивает неоднородность геодинамических режимов в венде – раннем кембрии. Вулканогенно-терригенно-карбонатные среднекембрийские и терригенные верхнекембрийские отложения обнажаются преимущественно в эрозионных окнах Хемчикско-Сыстыгхемской зоны и сохранились в структурах Таннуольско-Ондумской зоны. Для фундамента массива характерно широкое, но неравномерное распространение гранитоидных интрузий.
Как уже отмечалось, степень дислоцированности отложений фундамента и чехла Тувинского эписалаирского массива различна. В отличие от линейных складок, развитых в мобильных зонах, шовных прогибах и структурах фундамента, пликативные дислокации отложений чехла представлены брахиформными, коробчатыми, сундучными и штамповыми складками, а также куполовидными поднятиями. Линейная складчатость проявлена лишь в приразломных блоках. Верхние этажи чехла в большинстве структур амагматичны. Гранитоидные интрузии обычно развиты в краевых частях жёстких блоков в виде мелких штоков.
Дейтероорогенный ярус чехла, сложенный угленосной молассой среднего–верхнего карбона, нижней перми и нижней–средней юры, развит в центральной и юго-западной частях Тувинского эписалаирского массива ранней консолидации. Он образует наложенные мульды и приразломные грабены, в краевых частях которых зонами разрывных нарушений контролируются малые интрузии базальтоидного и щёлочно-базальтоидного состава.
Для современной структуры массива характерно сложное блоковое строение. Жёсткие блоки имеют различную конфигурацию в плане и размеры, отличающиеся соотношением структур чехла и фундамента. Наряду с небольшими блоками удлинённой формы, согласными с простиранием зон глубинных и региональных разломов, присутствуют крупные изометричные и ромбовидные блоки. Межблоковые зоны отчётливо выражены в западной и центральной частях массива, в то время как в восточной части Тувинского эписалаирского массива ранней консолидации имеют фрагментарный облик, что обусловлено глубоким уровнем эрозионного среза, особенностями строения чехла и характером проявления разрывных деформаций в дейтероорогенную стадию развития.
Гетерогенность строения Тувинского эписалаирского массива ранней консолидации, выявляющаяся в результате анализа особенностей распределения геологических формаций в контурах структурно-формационных зон отражается на структуре геофизических полей (Рудные формации Тувы, 1981). В поле силы тяжести для интервала 0–8 км обособляются две крупные положительные гравитационные аномалии, разделённые полосой отрицательных значений поля, пространственно совпадающей с контуром Тувинского каледоно-герцинского прогиба, включая Хемчикско-Сыстыгхемский и Шапшало-Цаганшибетинский террейны. Юго-восточная полоса положительных гравитационных аномалий интенсивностью до 30 мгл отвечает Таннуольско-Ондумскому, Каахемско-Улугойскому и Хамсаринско-Ухтумскому блокам ранних каледонид (салаирид) с байкальским гранитно-метаморфическим основанием. На площади Тувинского межгорного прогиба отрицательные аномалии небольшой интенсивности (до < 20 мгл) пространственно совпадают с участками максимальных мощностей девонско-каменноугольных отложений. Зоны глубинных и региональных разломов в гравитационном поле интервала 0–8 км отражены не однотипно. По нулевой изолинии чётко фиксируются Чазадыр-Карасугский, Каа-Хемский, а на отдельных участках – Улатайско-Убсунур-Бийхемский, Северо- и Южно-Таннуольские, Кандатский и Курайский разломы. Гравитационное поле для интервала 8–39 км характеризуется значениями от –30 до +20 мгл. Как и на приповерхностном уровне среза, восточный фланг массива фиксируется положительными значениями поля, а западный – отрицательными. Из разрывных структур наиболее отчётливо фиксируется Улатай-Убсунур-Бийхемский разлом, с которым на всём протяжении совпадает гравитационная ступень. Достаточно отчётливо выделяются Кандатский, Курайский, Агардагско-Ожинский, Хемчикско-Куртушибинский и Северо-Таннуольский разломы, что свидетельствует об их глубинном заложении. В магнитных полях массив относительно однороден (0,4–3,8 мэ). Положительными магнитными аномалиями фиксируются зоны глубинных разломов с выходящими на поверхность породами офиолитовой ассоциации. Мощность гранитно-метаморфического слоя изменяется от 18 км в Западно-Таннуольском
блоке – до 24 км в Хемчикско-Ухтумском блоке. Мощность «базальтового» слоя варьирует от 24 до 30 км в Хемчикско-Ухтумском блоке и от 27 до 33 км – в Западно-Таннуольском. В целом мощность земной коры увеличивается в контурах наложенных прогибов с одновременным возрастанием мощности «базальтового» слоя. Особенно отчётливо различия глубинного строения выражены положением поверхностей Мохо и Конрада. Под областью Тувинского прогиба поверхность Конрада расположена на глубинах 21–20 км, а Мохо – 48–50 км, в Хемчикском блоке поверхность Мохо опускается до глубины 54–56 км, Конрада – до 22–24 км, испытывая, таким образом, относительное поднятие в контурах наложенных структур.
Таким образом, территория Тувы и сопредельных регионов представляет собой аккреционно-коллизионную структуру, образованную в результате развития и закрытия Палеоазиатского океана. Зарождение океана произошло в рифее при расколе суперконтинента Пангея (Докембрий…, 1977; Борукаев, 1985). На Сибирском кратоне (одном из наиболее крупных фрагментов Пангеи) местами сохранились структуры и комплексы – индикаторы рифтогенеза. Доокеанические структуры на территории Тувы представлены западной частью Тувино-Монгольского массива с рифейским основанием, который также является одним из фрагментов каледонского супертеррейна.
В конце венда – начале кембрия, после столкновения Сангиленского блока с континентом, в краевой части Палеоазиатского океана заложились новые системы островных дуг, в частности, Таннуольско-Хамсаринская развивавшаяся на океанической и субокеанической коре. В середине раннего кембрия произошло столкновение крупного океанического поднятия с Таннуольско-Хамсаринской островной дугой, что привело к перестройке зоны субдукции. В режиме зрелой дуги она начала развиваться со второй половины раннего кембрия. В конце амгинского века (средний кембрий) вулканическая деятельность затухает и начинаются орогенические события, сопровождающиеся формированием моласс, олистостром и становлением коллизионных гранитоидов.
Формирование каледонского полиаккреционного суперконтинента на территории Тувы завершилось масштабным позднеордовикским (460–450 Ма) батолитообразованием (Каахемский, Хамсаринский, Бийхемский, Восточно-Тувинский батолиты), спаявшим в единое целое структуры Восточной Тувы. Позднеколлизионное батолитообразование сопровождалось развитием ордовикских прогибов, например, Хемчикско-Сыстыгхемского, заполняющихся грубой молассой с незначительным вулканизмом. Большая часть структур обрамления платформы и континентальных блоков, в т.ч. Сангиленского, развивалась в режиме пассивной континентальной окраины. В них накапливались терригенно-карбонатные и карбонатные фосфатоносные серии пород, а в пределах новообразованного океана шёл процесс наращивания океанической коры (офиолиты Куртушибинского пояса) с формированием внутриплитных вулканических поднятий (подводных гор), на которых местами накапливались кремнисто-карбонатные чехлы.
Наиболее древние образования внутриплитного магматизма – Сольбельдирские и Тастыгские литийсодержащие пегматитовые поля (494 Ма), Булкинский габброидный массив (495 Ма), мажалыкский перидотит-пироксенит-габбро-норитовый массив. Более поздними, среднеордовикскими, являются Башкымугурский габбро-монцонитовый массив (484 Ма) на Сангилене, камптониты Западного Сангилена (445 Ма), Арысканские щелочные граниты (460–454 Ма) в сопряжении Кандатской и Восточно-Саянской систем разломов глубинного заложения. На западе Тувы в этом возрастном интервале произошло становление Хаялыгского и Бирдагского габброидных массивов (447–450 Ма).
В Хемчикско-Сыстыгхемской зоне в условиях сжатия и утолщения коры формировалась моласса. В раннем ордовике в этой структуре возобновилась вулканическая деятельность повышенной щелочности и кремнекислотности. Раннедевонский период на территории Тувы характеризовался рифтогенной обстановкой, вызванной, по-видимому, глубоким расколами литосферы в результате крупноамплитудных сдвиговых перемещений вдоль границы палеоконтинента. Столкновение Сибирского кратона и каледонского суперконтинента в раннем девоне вдоль трансформной границы привело к образованию серии расколов-сдвигов Тувинской рифтогенной системы. В результате возникли Тувинский прогиб и Дерзигско-Сайлыгский грабен, а также более мелкие Хемчикский, Хонделенский, Кызылтайгинский и другие штамповые структуры, формирование которых сопровождалось бимодальным вулканизмом. Дальнейшая магматическая история на территории Тувы, очевидно, связана с внутриплитной активностью мантийного суперплюма, зародившегося под суперконтинентом в позднем кембрии.
Раннедевонский этап внутриплитного магматизма проявился как бимодальный вулканизм Тувинской рифтогенной системы с сопутствующими небольшими массивами и штоками гранитов (баян-хайираканские щелочные граниты – 404 Ма). На востоке в этот период проявился гранит-порфировый магматизм, с которым связано золото-медно-молибден-порфировое оруденение Аксугского и Кызык-Чадрского месторождений (400–405 Ма). Для Ондум-Хамсаринско-Ухтумского и Сангиленского блоков характерен щелочной магматизм, представленный сиенитами, нефелиновыми сиенитами, ийолитами, уртитами и т.д., для Северо-Западной Тувы – гранитоидные массивы литий-фтористой геохимической специализации: Мунгашакский (401 Ма), Алашский (392 Ма), Могенбуренский (380 Ма).
В позднем девоне – раннем карбоне на западе Тувы сформировались массивы W–Sn и Cu–Co–W специализации – Балыктыгский и Юстыдский (352–355 Ма), а на границе карбона и перми – субщелочные граниты Сютхольского (277–290 Ма) и Купхольского (280 Ма) массивов. На Сангилене в это время произошло становление Улуг-Танзекского литий-фтористого щёлочно-гранитоидного массива (295–278 Ма), в контурах которого локализовано уникальное по запасам редкометальных Zr–Li–Ta–Nb руд одноимённое месторождение.
На границе перми и триаса произошло становление тоштузекского комплекса в Делюно-Юстыдском шовном прогибе, а несколько позже (в триасе – ранней юре) в Западной и Центральной Туве сформировались протяжённые пояса базитовых и щёлочно-базальтоидных малых интрузий, с которыми пространственно (парагенетически) ассоциируют месторождения цветных, редких и благородных металлов: Хову-Аксынское, Тэльское, Байтайгинское и Асхатингольское серебро-медно-никель-кобальт-арсенидные (пятиэлементные); Чергакское, Узунойское, Могенбуренское и Каракульское кобальтово-медные сульфоарсенидные; Узунхемское, Озёрное и Асхат – сурьмяно-серебряные; Терлигхаинское, Арзакское, Эзирлигское и Чазадырское золото-ртутные (227 Ма).
Относительно амагматичные периоды на территории Тувы в средне-позднекаменноугольную и средне-позднеюрскую эпохи характеризуются формированием угленосной молассы с мощными пластами высокосортного коксующегося и энергетического каменного угля (Улуг-Хемский каменноугольный бассейн).
Мезозойская внутриплитная тектоно-магматическая активизация завершилась образованием Центрально-Тувинского карбонатит-редкоземельного пояса, в контурах которого значительным распространением пользуются интрузивы габбро-граносиенитов и монцонитов (115–120 Ма) с наложенным флюорит-барит-редкоземельным оруденением в Карасугском, Улатай-Чозском, Чаахольском, Чайлюхемском рудных полях.
Кайнозойский период характеризуется внутриконтинентальными проявлениями рассеянного вулканизма в олигоцене- миоцене (28–15 Ма), а также развитием Восточно-Тувинского лавового нагорья и гигантских лавовых рек, формировавшихся с конца плейстоцена по олигоцен (2,1–0,004 Ма).