Полевошпатовые метасоматиты, мусковитовые грейзены и кварцево-шеелитовые руды представляют собой образования стадии кислотного выщелачивания (по Д.С.Коржинскому, 1955). Во времени они последовательно сменяют друг друга и имеют близкие Р-Т параметры, но несколько различаются по составу гидротермальных растворов. Источником растворов для таких пород могут быть относительно кислые по составу обогащенные P, W, F, Na расплавы (граниты глубоких горизонтов штока Лермонтовского месторождения), возникновение которых возможно при фракционной кристаллизации как расплавов S-, так и I-S типов. Это согласуется с представлениями Ю.А. Костицина (2000), выделяюшего две основные группы магматических пород: низко- (Low-P) и высокофосфорные (High-P). Первые - характеризуют расплавы I- и I-S- (Востоковская и Агылкинская РМС), а вторые - S-типов (Лермонтовская РМС), имея разные эволюционные тренды на классификационных диаграммах (рис. 8). Установлено, что на Лермонтовском месторождении кварц из полевошпатовых метасоматитов с шеелитом по данным гомогенизации газово-жидких включений формировался в температурном интервале 380-2800С, при значениях рН=7,9.

В мусковитовых грейзенах (на всех месторождениях) сосредоточены максимальные концентрации шеелита и арсенопирита; присутствуют пирротин, халькопирит галенит, станнин, турмалин; в сфалеритах отмечены высокие содержания кадмия (до 1,0 мас.%). Эти породы на месторождениях Восток-2 и Лермонтовском образовались в интервале температур 420-3000С и рН растворов в интервале 8,1-7,1. Температура гомогенизации включений в кварце из мусковитовых грейзенов и кварцево-шеелитовых прожилков месторождения Агылки изменяется в диапазоне от 340 до 300оС при рН от 7,0 до 6,4.

Биотитовые (на всех эталонных объектах) и флогопитовые (Лермонтовское) грейзены наложены на пироксеновые скарны (Лермонтовское, Агылки) и полевошпатовые метасоматиты (Лермонтовское, Восток-2) и отличаются от мусковитовых грейзенов по количественному соотношению сульфидных минералов и по содержаниям в них элементов-примесей. В них сосредоточены максимальные концентрации халькопирита, галенита, сфалерита, станнина; менее характерен арсенопирит; в сфалеритах установлены максимально высокие содержания кадмия (до 1,5 мас.%). На месторождении Агылки кварц из биотитовых грейзенов кристаллизовался в диапазоне температур 340-3100С и рН= 7,7. По представлениям Д.С.Коржинского (1955) и В.А.Жарикова (1968) эти образования следует относить к поздней щелочной стадии.

Изменение параметров рудообразующих растворов при кристаллизации минералов в пределах рассмотренных стадий приводит к формированию минеральных ассоциаций сульфидных руд: кварц-арсенопиритовой, кварц-пирротиновой, кварц-халькопирит-пирротиновой и др. На месторождении Агылки кварц из кварц-арсенопиритовых прожилков с висмутовыми минералами кристаллизовался при средней температуре 285оС, из растворов с рН равной 7,2, а кварц из кварц-пирротиновых прожилков с халькопиритом - при 270оС и рН=6.4. По данным изучения солевого состава газово-жидких включений роль СО2 в растворах заметно увеличивалась с 62,2 до 76,5 моль% в направлении от ранних ассоциаций к поздним. Такая же закономерность установлена и для руд месторождения Лермонтовского. Сульфидные руды месторождения Восток-2 формировались из более щелочных (рН=8,2-8,5) растворов.

Полученные данные согласуются с результатами изучения висмутовых и висмутсодержащих минералов, которые отлагались в заключительные периоды формирования ассоциаций с шеелитом, после кристаллизации сульфидных минералов (пирротина, арсенопирита, халькопирита и др.). На относительно высокотемпературные условия образования сульфидных минералов указывают примеси серебра и висмута в галенитах месторождений, температура кристаллизации которого по экспериментальным данным 185-2000 С (Ненашева, 1975); присутствие в рудах пирротина и самородного висмута (2710 С; Годовиков, Колонин, 1964) свидетельствующих о восстановительных условиях кристаллизации минералов и о направленности процесса минералообразования в сторону смещения рН в близнейтральную область.

Четвертый - пострудный этап завершает гидротермальную деятельность на месторождениях появлением кварц-карбонатных и карбонатных (иногда с пиритом) прожилков, которые в пределах рудных тел пересекают все рассмотренные выше минеральные образования. Температура гомогенизации включений в кварце из поздних кварц-кальцит-хлоритовых прожилков с пиритом не превышает 200оС (Агылки). В этот этап наблюдается тенденция к обогащению карбонатов тяжелым изотопом кислорода при однородном изотопном составе углерода, что, вероятно, связано с общим понижением температуры минералообразующего флюида до 100-70оС и его менее интенсивным взаимодействием с вмещающей средой в завершающий период формирования РМС.

Изучение изотопного состава серы скарново-шеелит-сульфидных месторождений показало вариации ?34S в диапазоне от -0,9 до -6,7 ‰. Максимально легкая сера (от -4 до -6,7‰) характерна для минералов месторождений Лермонтовского и Восток-2; на месторождении Агылки он изменяется от -3,0 до -0,8о/оо и более близок к метеоритному стандарту, указывая, вероятно, на глубинный источник ее происхождения из восстановленных расплавов.

В целом, на изученных объектах изотопный состав кислорода в минералах магматических пород близок к его составу в минералах ассоциирующих с ними «вольфрамоносных» метасоматитов и руд. Прослеживается закономерная эволюция в вариациях изотопов кислорода и углерода в направлении от пород, преобразованных процессом контактового метаморфизма, до пострудных прожилков. Это обусловлено главным образом температурой и степенью участия в их формировании гидротермальных флюидов, с вариациями ?18O, приближающимися к значениям рудопродуцирующих магматических пород (от +10 до +13‰), а ?13C  - к значениям -7,0‰, характеризующим глубинный источник. В то же время шеелиты изученных месторождений обогащены легким изотопом кислорода (?18О от +7,8 до +6,3‰), что сближает их с шеелитами из руд месторождений Балтийского щита (Борщевский и др., 1976), которые имеют «коровую» природу рудопродуцирующих расплавов и гидротермальных флюидов (рис. 8).

III. МОДЕЛИ ЛОКАЛЬНЫХ ВОЛЬФРАМОНОСНЫХ РМС И КРИТЕРИИ ИХ ОЦЕНКИ.

III.1. Модели РМС типовых месторождений.

Главным, определяющим элементом в локальных моделях вольфрамовых РМС I-порядка (рудный район) является месторождение (локальная РМС III-порядка). В число составных частей любой модели месторождения входят осадочные, магматические, метасоматические породы и руды, формирование которых происходит на разных уровнях земной коры. Условно, в земной коре можно выделить три зоны, которые характеризуются принципиально разными проходящими при различных температурах процессами: 1 – зона генерации расплавов, 2 - зона анатексиса и магматической дифференциации расплавов; 3 – зона переноса, кристаллизации расплавов и рудоотложения. Температурные параметры в первых двух зонах более, а третьей менее 5000С. Каждая зона отражает разные периоды в эволюции магматических расплавов и продуцируемых ими гидротермальных флюидов. Для оценки уровня зарождения магматических расплавов, их петрохимических особенностей и особенностей продуцируемых ими гидротермальных растворов наиболее приемлема модель, разработанная Д.В.Рундквистом (1985) и усовершенствованная автором с использованием данных Rb/Sr изотопии. В соответствии с ней, магматические породы, продуцирующие скарново-шеелит-сульфидную минерализацию, относятся по петрохимическим характеристикам к I-S и S типам ильменитовой серии, а их расплавы – формировались в начальный (ранний или раннеорогенный) этап развития РМС, на её разных гипсометрических уровнях. По современным представлениям (Ханчук, 2006; Голозубов, 2006), учитывающим структурно-тектонические признаки, появление таких расплавов в одних и тех же структурах коры характеризуют режим трансформной окраины.

Для оценки эволюции магматических расплавов в зоне кристаллизации, использована «камерная» модель, предложенная Л.В.Таусоном (1977) и разработанная В.И.Коваленко с соавторами (1988). В этой модели, усовершенствованной автором в соответствии со стадийностью минералообразования типовых скарново-шеелит-сульфидных месторождений, разные по составу магматические породы в процессе кристаллизации продуцируют разные по Р-Т параметрам и минерализации гидротермальные флюиды. Миграция флюидов и образование рудных тел происходит по системе пор и трещин, выполнение которых создает единую флюидную систему. Оценка параметров такой системы основывалась на разработке и сопоставлении в совокупности нескольких частных моделей: метасоматических, геохимических, изотопных, стадийности минералообразования.

Для скарново-шеелит-сульфидных месторождений (РМС третьего порядка) за типовую принята модель Лермонтовской РМС (рис. 9-А). Основанием для этого послужили: 1 – близкие петрохимические характеристики гранитоидов крупных массивов и пород рудогенерирующего штока месторождения; 2 - близкий возрастной интервал формирования гранитоидов и сопряженной с ними шеелитовой минерализации; 3 – отсутствие (или встречаются редко и слабо проявлены) метасоматических пород и минерализации, ассоциирующих с другими по петрохимическим характеристикам магматическими комплексами. Согласно этой модели интрузивные породы Лермонтовской РМС сформировались в три этапа: юрский, раннемеловой и ранне-позднемеловой. В первый - юрский этап магматизма, вероятно, на нижнем уровне коры происходило зарождение магматических очагов, свидетельством которых могут быть встречающиеся на эррозионной поверхности интрузивные тела габброидов, интенсивно измененные более поздним гранитоидным магматизмом Васильевского комплекса. В это же время первичные расплавы были частично перемещены в пределах этой же температурной зоны на более высокий уровень («зона анатексиса») коры, где происходило их обогащение кремнием, глиноземом, вольфрамом и др. элементами. Во второй - раннемеловой этап - в результате активизации РМС расплавы из «зоны анатексиса» были перемещены в «зону кристаллизации», где их эволюция в процессе кристаллизации по «камерной» модели привела к формированию магматических пород Васильевского комплекса и ассоциирующих с ними скарнов, полевошпатовых метасоматитов и грейзенов, сопровождающихся шеелит-сульфидной минерализацией. Судя по геофизическим данным (Петрищевский, 1984; 1986), магматический очаг, продуцирующий вольфрамовую минерализацию, был значительно смещен по горизонтали относительно очага зоны анатексиса, что привело к формированию в зоне кристаллизации относительно «закрытой» системы. В третий – верхне-нижнемеловой этап магматической деятельности Лермонтовской РМС - произошла повторная активизация нижнекорового очага и перемещение расплавов в зону кристаллизации, приведшее к формированию средних по составу вулканитов алчанской свиты (110-115 млн. лет) и комагматичных им пород (габбро, гранодиориты, граниты) Самуро-Бикинского интрузивного комплекса (90-100 млн. лет). Появление вулканитов кислого состава, вероятно, следует связывать с перемещением расплавов из остаточного очага уровня «зоны анатексиса».

Несколько другой вид имеет модель Востоковской РМС (рис. 9-Б). Здесь магматические породы Дальненского комплекса сформировались в три временных этапа., Судя по минеральному составу, петрохимическим и изотопным характеристикам пород в первый – раннемеловой этап на нижнекоровом уровне системы зародился очаг первичных расплавов, о чем свидетельствуют небольшие тела габброидов, локализованных в зоне Центрально-Сихотэ-Алиньского разлома. В этот же этап, при высокой тектонической активности РМС (125-127 млн. лет - этап коллизии по А.И.Ханчуку, 2000), большая часть первичных расплавов была перемещена на более высокие уровни системы: одна часть – в «зону анатексиса», а другая часть - в «зону кристаллизации» (диориты, монцодиориты и др. Дальненского массива 125 млн. лет). Следующий импульс тектонической активизации системы (111-115 млн. лет) был менее интенсивным относительно первого. Он привел к разгерметизации очага «зоны анатексиса» и перемещению расплавов, обогащенных кремнием, глиноземом, калием, вольфрамом и др. элементами, в низкотемпературную «зону кристаллизации». Остывание этого продуцирующего вольфрамовое оруденение очага, как и на Лермонтовском месторождении, привело к последовательному формированию скарнов, полевошпатовых метасоматитов и грейзенов. Судя по определениям изотопного возраста грейзенов с шеелитовой минерализацией, время их формирования совпадает со следующим, третьим импульсом (90-100 млн. лет) тектонической активизации РМС. Во время этого импульса разгерметизировались только магматические очаги зоны кристаллизации: объемного очага Дальнинского массива (уже закристаллизовавшегося до фации гранодиоритов – краевая фация) и относительно малообъемного «вольфрамоносного» очага месторождения Восток-2. Их последующая эволюция привела к близкоодновременному формированию (по изотопным данным) главной фазы - порфировых гранитов Бисерного массива (бор-оловянная геохимическая специализация), тел пегматитов с турмалином и грейзенов с шеелитовой минерализацией.

Агылкинская РМС, с точки зрения изотопного (Rb/Sr) возраста, изучена недостаточно хорошо. В тоже время ее модель, судя по составу и петрохимическим характеристикам магматических пород, минеральному составу метасоматических образований и руд, их последовательности формирования, более близка к модели Востоковской РМС (рис. 9-В).

III.2. Универсальная модель вольфрамоносной РМС.

Универсальная (интегральная) генетическая модель РМС представляет собой сложное сочетание локальных субмоделей разнопорядковых систем с разной рудной специализацией, формирование которых обусловлено многоярусным строением кристаллической части земной коры, генезисом и эволюцией магматических расплавов разных гипсометрических уровней. В соответствии с этим, предлагаемая автором генетическая модель локальной «вольфрамоносной» РМС - это сложное сочетание элементов нижнекорового магматизма с элементами его последующей эволюции на верхних уровнях коры.

Традиционно, в любой генерализованной генетической модели РМС литосферный блок состоит из двух частей (рис. 10): нижней - область зарождения магматических расплавов (нижняя кора – верхняя мантия) и верхней - область их преобразования (кристаллическая часть литосферы - верхняя кора). Нижняя часть - информативна только в отношении природы зарождения первичных расплавов в связи с существованием двух разных, противоречащих друг другу концепций: «тектоники плит» (Хайн, 1980) и «горячих точек» - плюмов (Зоненшайн и Кузьмин, 1983; 1993; Литвиновский, 1985; Maruyama Sh., 1994). Независимо от этого, параметры магматических очагов этого уровня, вероятно, контролируют на поверхности параметры локальных РМС I-го порядка (рудный район) или структуры более высокого ранга. Верхняя часть - более информативна и её строение подтверждается данными геофизических исследований, которые могут служить одним из определяющих признаков в обобщающих моделях локальных рудно-магматических систем. В этих моделях большинство исследователей (Поспелов, 1962; Ициксон, 1973; Власов, 1979 Бакулин, 1979; 1991 и др.) условно подразделяют верхнюю часть коры на три составные области: 1 - область генерации; 2 - область переноса; 3 - область концентрирования рудного вещества («окализации», по Ю.И.Бакулину).

), «надсубдукционных зон» (Ханчук, 2000) и «трансформных окраин» (Ханчук, 2006; Голозубов, 2006). Основанием для этого послужили и работы В.П.Уткина (1984; 1985; 1989) по геотектоническому районированию аккреционно-складчатой системы Сихотэ-Алиня, в которых акцентировано внимание на совмещенности в пространстве рудных районов с зонами растяжений, контролируемых положением «криптобатолитов» гранитоидов. Специфика гранитоидов определяется их принадлежностью к ассоциациям пород I-S и S-типа, расплавы которых формировались на разных гипсометрических уровнях коры, имея разную рудную специализацию.

В моделях локальных РМС I-порядка (рудный район), составной частью которых являются РМС вольфрамовых месторождений (локальная РМС III-порядка), по аналогии с моделями «зон глубинных разломов» и «оловорудных РМС» (Гоневчук, 2002), в строении кристаллической (верхней) части литосферного блока выделяются два уровня (яруса), которые характеризуются разными свойствами и определяют элементы магматизма и минерализации (эндогенной зональности) разных иерархических порядков (рис. 10): нижний ярус («зона генерации, анатексиса, магматической дифференциации и экстракции расплавов») и верхний ярус («зона переноса и кристаллизации расплавов»). По последним данным мощность кристаллической части коры (до границы с манией) Лермонтовсвкой РМС составляет 34-36 км, а расчетная температура на поверхности «Мохо» - 5000С (Малышев Ю.Ф. и др., 2004). Судя по геофизическим данным, близкие параметры имеют Востоковская (33-35 км) и Агылкинская (35-38 км) РМС (Петришевский, 1984; Нестеров, Парфенов, 1985; Стогний и др., 1997).

Нижний ярус - это область с преобладанием пластических деформаций, отвечающая по Р-Т условиям высоким стадиям метаморфизма пород. Здесь наличие или возникновение пор и трещин весьма гипотетично, а решающую роль в транзитном массопереносе играет формирование тонкосланцеватой структуры бластомилонитов, появление которых может быть результатом «стресса» при реализации процесса метаморфической дифференциации пород в условиях температур более 400-450°С. В настоящий момент экспериментально доказана реальность переноса (скольжение) флюидов (почти на субмолекулярном уровне) вдоль плоскостей рассланцованных пород и показано, что по массоэффективности этот механизм на несколько порядков превосходит объемный флюидный перенос по зонам трещиноватости (Летников, 1973; 1997).

Первичные расплавы, зародившиеся на нижнекоровом уровне, попадая в эту область, обогащаются сиалическим материалом коры (Si, Al и др.) и в зависимости от ее «зрелости» - рудными (Co, Cu, Mo, Be, Sn, W, As, Ta, Nb и др.) компонентами (Летников, 1965; 1967). Этот ярус является определяющим в металлогении рудных районов и узлов (локальные системы первого и второго порядков), а так же геохимии магматических расплавов, продуцирующих вольфрамовое (и сопутствующее) оруденение (Л.В.Таусон, 1973, 1977, 1989; М.Г.Руб и др., 1982; В.В.Ляхович, 1972, 1983; В.И.Коваленко, 1977; В.И.Коваленко и др.,1970, 1988, 1989; Ю.П.Трошин и др., 1981, 1983; В.С.Кудрин и др.,1985; Н.В.Соболев, 1964). Подтверждением этого служит наблюдаемая эволюционная этапность в формировании магматических пород в пределах рассматриваемых локальных РМС первого порядка: ранний, средний поздний (или раннеорогенный, среднеорогенный, позднеорогенный). Каждый этап характеризуется определенным геохимическим типом магматических пород (комплексов) и сопутствующей ему минерализацией, отражая общую эволюционную направленность процессов происходящих в РМС. Прекрасный пример – Арминский рудный район с месторождениями Восток-2 (W), Забытое (W-Sn с Mo, Be), Тигриное (Sn с W, Mo, Li) и др. Здесь магматические породы (судя по возрасту, петрохимическим и изотопным характеристикам; Руб и др., 1982; Крымский и др., 1998; Хетчиков и др., 1994; 1996; Гоневчук и др., 1988; 1990), с которыми ассоциирует продуктивная минерализация, отражают эволюцию расплавов на нижних уровнях РМС, в разной степени обогащенных коровой составляющей. Глубина залегания магмагенерирующих очагов по данным геофизических исследований и положению фигуративных точек на диаграммах распределения редких щелочей (Gondie, 1973; Gondie, Banagar, 1974; см. рис. 5) – 25-30 км. Предположительно, очаги этого ранга находятся на границе раздела базальтового и гранитного слоев коры. Их объем на глубине контролирует на поверхности параметры купольных структур второго порядка (Бикино-Малиновская сводовая структура; Размахнин и др., 1975; Томсон и др., 1984; Бороданов и др., 1998). Это согласуется с данными распределения в магматических породах РЗЭ. На диаграммах La/YbN-YbN точки их составов расположены в поле амфиболитов (базальтоидов) континентальной коры. Последующая эволюция таких расплавов на другом (более высоком) гипсометрическом уровне этого яруса (континентальная кора) приводит к формированию в РМС очаговых структур третьего порядка. Состав акцессорного граната (средние значение пиропового

минала: 16,1% – Лермонтовская РМС и 18,35% - Востоковская РМС) указывает на нахождение этих очагов на глубине 15-20 км. Их разгерметизация и поступление расплавов в верхний ярус (зону кристаллизации) обуславливают формирование

месторождений и рудных тел с разнотипной минерализацией в зависимости от степени их обогащения сиалической - коровой составляющей. Подобные элементы эволюции магматизма рудных районов рассматривалась в работах Э.П.Изоха с соавторами (1967; 1978), А.Д.Щеглова (1976, 1980, 1987), И.Н.Говорова (1977), Д.В.Рундквиста (1985), Ф.Р. Апельцина (1985), В.А.Трунилиной с соавторами (1985), Л.Н.Овчинникова (1976, 1988), В.С.Попова (1982, 1985), Г.Н.Щерба (1970), И.Н.Томсона (1969, 1988, 1998), В.Г.Гоневчука (2002), С.М.Родионова (2005) и многих других исследователей. Все авторы отмечают, что в пределах выделяемых комплексов магматических пород степень обогащенности продуцирующих их расплавов коровой составляющей закономерно увеличивается от раннего этапа к позднему. Применительно к вольфрамоносным РМС такая этапность (эволюция) проявления магматизма в орогенных областях детально рассмотрена в работах С.Г.Соловьева (Соловьев, 1994, 1997). Им показано, что разные области орогенеза имеют одинаковую последовательность (этапность) формирования магматических комплексов, в каждом из которых закономерно изменяются их петрохимические параметры, отражая эволюционную направленность процессов происходящих в РМС. Учитывая перечисленные факторы, автором предлагается генетическая модель локальной вольфрамоносной РМС, применимая к Дальневосточному регион. В соответствии с ней, магматические породы, продуцирующие скарново-шеелит-сульфидную минерализацию, относятся по петрохимическим характеристикам к I-S и S типам, а их расплавы – формировались на разных гипсометрических уровнях коры в начальный (ранний или раннеорогенный) этап развития РМС.

Верхний ярус - это область где происходит кристаллизация магматических расплавов и формирование рудогенерирующих флюидов. Она характеризуется низкими значениями Р-Т параметров (ниже уровня фации зеленых сланцев) и развитием хрупких деформаций. Расплавы поступающие в эту область характеризуют локальные РМС третьего порядка, а их очаги, вероятнее всего, эволюционируют по «камерной» модели, разработанной Л.В.Таусоном (1977) и В.И.Коваленко с соавторами (1988). В соответствии с этой моделью разные по составу магматические породы, образованные в процессе кристаллизации расплава, продуцируют разные по Р-Т параметрам и минерализации гидротермальные флюиды. Миграция флюидов и образование рудных тел происходит по системе пор и трещин, выполнение которых создает единую флюидную систему.

Для скарново-шеелит-сульфидных месторождений (РМС третьего порядка) за типовую модель эволюции расплава в процессе его «камерной» кристаллизации принята схема-модель последовательности минералообразования Лермонтовской РМС (рис. 11; Гвоздев, 2006), построенной с учетом моделей метасоматических пород рудного поля (Гвоздев, 2004), моделей изотопного состава карбонатов из метасоматических пород (Гвоздев и др. 1999), минералого-геохимических моделей строения рудных тел (Гвоздев, 2005), характеризующих разные параметры локальных РМС третьего порядка. Судя по типоморфным особенностям ассоциации скарнов, полевошпатовых метасоматитов, грейзенов, сульфидных руд эта модель применима и для других «эталонных» месторождений (Восток-2 и Агылки). На сходство моделей в первую очередь указывает узкий диапазон вариаций основных параметров (SiO2 и K2O+Na2O; отношения Al/(Na+K+Ca), Fe+3/Fe+2+Fe+3 и K/K+Na; значения I0 и REE) рудопродуцирующих магматических пород (табл. 1-2; см. рис. 3-4). На диаграммах Л.С.Бородина (1987) магматические породы рудогенерирующих штоков однотипных по генезису и минерализации месторождений образуют самостоятельные эволюционные тренды, отражащие степень обогащения первичных расплавов коровой составляющей в очагах нижнего яруса, в противоположность трендам петрохимических типов пород, характеризующих эволюционные процессы (кристаллизация расплавов) в верхнем ярусе РМС - зоне кристаллизации (рис. 12). Косвенно на это указывают эволюционные тренды обогащенности гранитоидов фосфором и фтором на диаграммах Ю.А.Костицина

(Костицин, 2000; Гвоздев, 2005; см. рис. 8), а так же объемное соотношение разных типов метасоматических пород с шеелитовой и сульфидной минерализацией. Так, на

месторождении Лермонтовском (расплавы S типа) широко распространены высокопродуктивные шеелит-апатит-полевошпатовые метасоматиты и сульфидные руды с арсенопиритом, в то время как на месторождении Агылки (расплавы I-S типа) – эти образования редки, а преобладают руды с халькопиритом.

Сопоставляя модели РМС месторождений Востока-2 и Лермонтовского, можно заметить, что они имеют одинаковые временные периоды тектонической активизации (разгерметизации систем). Это приводит к тому, что в одних и тех же структурных элементах наблюдаются магматические породы с разными петрохимическими характеристиками продуцирующие разнотипную минерализацию. Масштабность оруденения (минерализации) зависит: 1 – от петрохимического типа (I-S и S-) и объема расплава (массив, шток, дайки), формирующего магматическую колонну, продуцирующую рудогенерирующие флюиды; 2 – от степени «открытости» системы (связи с глубинным источником нижнего яруса); 3 – от интенсивности постмагматических процессов и их совмещенности в единых структурах.

По литературным данным, большинство вольфрамовых месторождений пространственно и генетически связано с небольшими штоками или дайками гранитоидов разных петрохимических типов (I-S и S), которые часто (в зависимости от степени эродированности районов) расположены в обрамлении крупных массивов. Обращает на себя внимание тот факт, что с крупными массивами обычно ассоциирует несколько мелких и средних по запасам месторождений с незначительным размахом оруденения по вертикали. Это может указывать на относительно спокойные условия кристаллизации массивов, что приводит к образованию большого количества локальных рудогенерирующих очагов (по камерной модели), магматическая колонна которых мала по объёму и обычно не выходит за пределы контактового ореола массива. В подобных системах (относительно «закрытых») практически отсутствует связь рудоформирующей магматической колонны с её глубинным (нижнекоровым) источником, на что косвенно может указывать элементный состав сульфосолей, сопутствующих вольфрамовой минерализации: сульфосоли Pb-Bi-Ag (Ag-козалит, Ag-галенобисмутит, густавит и др.) - в «закрытых», а Pb-Bi-Sb (Sb-козалит, кобеллит, Bi-джемсонит и др.) – в «открытых» системах. Эта закономерность установлена и для месторождений других минералого-генетических типов Сихотэ-Алиньской аккреционно-складчатой области. Так, в крупных по запасам месторождениях Тигрином и Солнечном (с большим размахом оруденения) преобладают Pb-Bi-Sb сульфосоли; в малых и средних по запасам месторождениях Забытом, Рудном, Усть-Микула и др. (с малым размахом оруденения) - Pb-Bi-Ag сульфосоли (Гвоздев и др., 1990).

Примером РМС в обрамлении крупных массивов может быть Лермонтовское месторождение: шток гранитоидов расположен в контактовом ореоле крупного массива; гранитоиды – высокоглиноземистые, S-типа (как и массив); рудные тела локализованы в провесе кровли штока (25 тыс. тонн WO3) или его периферии (от 3 до 7 тыс. тонн WO3); размах оруденения не превышает 250 м по вертикали; сульфосоли Pb-Bi-Ag состава - система относительно «закрытая» (Степанов и др., 1980; Гвоздев, 1979; 1983; 1984).

Несколько иная ситуация наблюдается на месторождениях Восток-2 и Агылки. Здесь штоки и дайки гранитоидов, с которыми парагенетически связана вольфрамовая минерализация, находятся на значительном (более 400 м) удалении от контактового ореола крупных массивов и как следствие – РМС имеют большие параметры магматической колонны и очагов, продуцирующих гидротермальные флюиды, значительно удаленых от зоны рудоотложения. Вероятно, такое возможно только в тектонически- активных системах. Рудогенерирующими являются гранитоиды, близки по петрохимическим характеристикам к породам I-S-типа и для формирования крупных по запасам месторождений их расплавы обязательно должны быть обогащены коровой

составляющей. Эти системы относительно «открыты» (сульфосоли Pb-Bi-Sb) с размахом оруденения более 500 метров (Восток-2).

Таким образом, определяющими (кроме традиционных критериев; «Вольфрамовые месторождения …», 1980; Апельцин и др., 1985; Кудрин, 1985; Силаев, 1985; Кудрина, 1985; Чернов и др., 1993; Духовский и др., 2000) факторами РМС с крупными по запасам месторождениями могут быть следующие:

1. Локализация РМС в «очаговых» структурах аккреционно-складчатых областей,

формирование которых в режиме трансформных окраин, характеризующихся развитием олистостромовых комплексов в сочетании крупных линеаментов блоковой и разрывной тектоники с проявлением плутонического магматизма на разных гипсометрических уровнях коры. Наиболее благоприятны краевые части очаговых структур купольного типа с проявлением раннеорогенных интрузивных габбро-монцодиорит-гранитных (I-S-тип, с Sn-W специализацией) или гранодиорит-гранитных (S-тип, с W специализацией) комплексов повышенной основности, магнезиальности, глиноземистости с низкой степенью окисленности железа.

2. Узкий диапазон вариаций петрохимических и изотопных характеристик гранитоидов, продуцирующих шеелитовую минерализацию (табл. 2), для которых характерены: типовой набор их акцессорных минералов (ильменит, фторапатит, сфен); повышенные концентрации в породах Ba, Sr, Ni, Co, Cr, V; состав биотитов, отражающий высокотемпературные, восстановительные условия кристаллизации «первичных» расплавов.

3. Совмещенность в пространстве продуктивных на вольфрам минеральных ассоциаций скарнов, полевошпатовых метасоматитов, грейзенов определяет масштабность оруденения в РМС: предпочтительны системы с магматическими колоннами, выходящие за пределы контактового ореола крупных массивов и с размахом оруденения по вертикали более 400 метров.

4. Многоэтапность (двух-, трех-) скарнового процесса в сочетании с проявлением высокопродуктивных (более 5 мас.% WO3) полевошпатовых (апатит-плагиоклаз-шеелит-кварцевые) метасоматитов (более характерны для систем с высокодифференцированными расплавами S-типа - Лермонтовское и менее – систем со слабодифференцированными I-S-типа – Восток-2, Агылки) и грейзенов с B-Sn-As геохимической специализацией.

5. «Прямая» эндогенная зональность рудных тел, представленных одной стадией минерализации. Элементы «обратной» (Силаев, 1985) зональности в рудных телах наблюдаются исключительно в местах наложения минеральных ассоциаций разных стадий минерализации и могут использоваться только в качестве поискового критерия «рудоподводящих» каналов.