geokniga-metallogeniya-kurs

ПРЕДИСЛОВИЕ
Предлагаемое учебное пособие по содержанию соответствует
программе МГУ, но сокращена специальная металлогения (далее
МГ) и МГ России (1990 г, авторы: профессоры В.И. Старостин, Г.Ф.
Яковлев и В.В. Авдонин). В основу положены известные учебники
Ю.А. Билибина, В.И. Смирнова, А.Д. Щеглова, А.А. Ковалёва, А.И.
Кривцова, В.И. Старостина и П.А. Игнатова, а также доступная автору современная литература. Там, где текст работ названных авторов воспринимался как приемлемый, он с небольшими изменениями включался в книгу. Оригинальная часть пособия – 1) учёт структуры естественных физических полей среди факторов, определяющих положение месторождений (далее «м-ний») и особенности рудообразования, а поэтому влияющей на методы МГ-исследований и
прогнозно-поисковых работ; 2) вопрос о применимости в МГ принципа актуализма; 3) особое внимание на первостепенную роль в
процессах МГ таких источников энергии как Солнца, приливное
воздействие на Землю планет и всемирного космического излучения
в виде непрерывно возбуждающих недра электромагнитных волн
широкого спектра; 4) результаты опытной коллективной работы
(под руководствои И.А. Хайретдинова) по комплексным прогнознопоисковым исследованиям в Башкирском Зауральи и 5) сведения о
вероятной принадлежности к зонам автономной тектоно-магматической активизации площади в Белорецком районе республики
Башкортостан, известной по флюоритовому месторождению Суран.
На первый план учебника вынесены вопросы МГ, освещаемые по
возможности с позиций геодинамики. При этом положительные
сведения, собранные в рамках геосинклинальной парадигмы и не
нашедшие объяснения моделями геодинамики, не игнорируются.
Подобный подход более отвечает согласованному изложению в
лекциях МГ-моделей с ролью современной геодинамической тектоники.
Главная причина создания учебника – их нехватка в библиотеке
Башкирского гос. университета. Существующие учебники требуют
1
пополнения накопленными за последние 15-20 лет новыми понятиями и сведениями.
Основая цель дисциплины "МГ"  ознакомление студентов с
закономерностями формирования и размещения в пространстве и
времени м-ний полезных ископаемых.
Задачи изучения дисциплины: студенты должны знать методические основы МГ-анализа, комплекс методов, позволяющих выявлять геологические условия образования и закономерности размещения м-ний в связи с историей развития различных структурных
элементов земной коры. Важнейшая среди них – обнаружение
крупных и богатых м-ний различных полезных ископаемых в экономически благоприятных для освоения районах.
МГ – сложная, многогранная наука, возникшая на стыке комплекса других наук о Земле в связи с требованиями практической
геологии, необходимостью повышать эффективность прогнозных,
поисковых и разведочных работ.
Положение металлогении среди других разделов современной
геологии. МГ опирается на всестороннее изучение взаимосвязей
оруденения с процессами осадконакопления, магматизма, метаморфизма и тектоники в земной коре, а поэтому она использует знания,
накопленные геологами, геофизиками, минералогии, учении о рудообразовании, геохимии, литологии и стратиграфии, палеогеографии, палеонтологии, в разделах тектоники и структурной геологии,
петрологии и других направлениях геологических наук. В своих построениях она продолжает расти и совершенствоваться, поэтому в
ней сосуществуют противоположные или несогласованные точки
зрения. В силу этого курс МГ – объединяет при решении задач все
знания, которые содержит в себе государственная образовательная
программа по геологии.
Значение МГ как научной основы прогноза и поисков м-ний.
МГ синтезирует новейшие достижения многих направлений геологической науки, находя их взаимосвязи и взаимозависимости. Это
позволяет обнаруживать новое научное содержание, отсутствовавшее в исходных данных, или выявлять при системном МГ подходе
необычное, не укладывающееся в логические региональные модели
изучаемых площадей. Часть ассимилируемых концепций, не выдержавшая комплексное испытание с позиций разных геологических
подходов, довольно быстро теряют привлекательность и значение
2
для серьёзных МГ построений. Всё это влияет на приемлемость существующих представлений на тектонику, модели рудообразования
и факторы, контролирующие особенности пространственного размещения м-ний полезных ископаемых.
ВВЕДЕНИЕ.
ЭВОЛЮЦИЯ МЕТАЛЛОГЕНИЧЕСКИХ ПРЕДСТАВЛЕНИЙ
Зарождение МГ представлений. Древнейшие работы МГ- содержания, вероятно, определить невозможно. Но в трудах М.В. Ломоносова МГ выражена вполне однозначно. В первой половине
XIX в П.П. Аносов, во второй – И.А. Полетика и А.Д. Озерский отмечают закономерности в распределении м-ний золота в земной
коре. Однако этот этап развития протекал в пределах учения о мниях полезных ископаемых. Термин МГ был впервые предложен в
1892 году французом де Лоне, как синоним учения о рудных м-ниях. Широкое же применение в современном содержании он получил у советских геологов в 40-х годах ХХ в.
Этапы развития металлогении. Территория СССР. Начало 20-х
лет ХХ в. Для обеспечения промышленного развития страны необходимо минеральное сырьё. Правительство по рекомендации В.И.
Ленина принимает решительные меры по расширению поисковых и
разведочных работ. В этот период трудами В.А. Обручева (Сибирь),
А.Е. Ферсмана (Монголо-Охотский редкометальный пояс), С.С.
Смирнова и О.Д. Левицкого (Забайкалье), В.П. Нехорошева (Рудный Алтай), а также – А.Г. Бетехтина, А.Н. Заварицкого, П.М. Татаринова, С.Н. Иванова (Урал), В.Г. Грушева, Л.А. Варданянца (Кавказ), Д.И. Щербакова, Б.Н. Наследова, Ф.И. Вольфсона и В.М. Крейтера, А.В. Королёва и В.И. Смирнова (Ср. Азия), К.И. Сатпаева,
Н.Г. Кассина, М.П. Русакова (Казахстан), М.А. Усова, В.А. Кузнецова и Ю.А. Кузнецова (Сибирь), И.Ф. Григорьева и В.П. Нехорошева (Алтай), Ю.А. Билибина (северо-восток страны) заложены основы широких МГ исследований. Этим работам свойственен исторический подход в анализу закономерного распределения рудных
м-ний и нефтяных залежей (И.М. Губкин). В этот период советские
геологи лидируют в МГ платформ и орогенных областей, обретая
роль основоположников МГ анализа. В.А. Билибин создаёт ленинградскую школу МГ-анализа во ВСЕГЕИ и формулирует теоретиче-
3
ские основы МГ, намечает общие закономерности проявления эндогенных м-ний. Во ВСЕГЕИ создаются первые МГ-карты крупных
регионов. С начала 50-х годов ХХ над МГ прогнозными региональными картами работают в Казахстане, на Украине, в Средней Азии,
На Урале. Д.И. Щербаков, К.И. Сатпаев, Х.М. Абдуллаев анализируют генезис эндогенных м-ний в развитии подвижных зон и разрабатывают оригинальные методы составления МГ карт. И.Г. Магакьян оценил МГ континентов, в сопоставлении классифицировал рудные провинции СССР и определил их МГ-типизацию. МГ отдельных районов освещают Е.А. Радкевич (Приморье), М.И. Ициксон
(Дальний Восток), Е.А. Карпова (Ср.Азия), Г.А. Твалчрелидзе (Кавказ), В.И. Смирнов (геосинклинальные зоны, срединные массивы,
внутренние и периферические зоны геосинклиналей, их рамы, глубинные разломы, передовые прогибы и парагеосинклинали). Ю.А.
Билибин разделил существующие геосинклиналн по особенностям
геологического развития, петрологии и МГ на 4 типа. Ю.Г. Старицкий закладывает основы МГ платформ. В 50-60 годы составляются
МГ-карты главнейших рудных провинций страны. А.Г. Твалчрелидзе исследует МГ-эволюцию Земной коры и вводит понятие о металлогенических эпохах. Возникает учение о МГ областей тектоно-магматической активизации (Е.А. Радкевич, В.И. Казанский, Ю.Г. Старицкий, В.Л. Масайтис, П.М. Хренов, М.И. Ициксон, А.Д. Щеглов и
др.). Разрабатываются методы крупномасштабных МГ-исследований (Е.Т. Шаталов) и составления комплексных прогнозных карт
(Н.Л. Бубличенко, Ю.Ю. Воробьёв, П.Ф. Иванкин и др.). В 1960-70
годах проводятся МГ-исследования урана (А.И. Семёнов), ртути
(В.А. Кузнецов), молибдена (В.Т. Покалов).
Главные направления МГ-исследований в СССР: 1) общая МГ
(теоретические основы общих принципов регионального МГ- анализа, методики составления МГ- и прогнозных карт; 2) региональная МГ – выявление закономерностей распределения в пространстве и проявления во времени м-ний минерального сырья и затем –
прогноз и рекомендации для поисков: 3) МГ отдельных элементов
(специальная МГ) в конкретных регионах и структурах; 4) МГ рудных районов и детальное исследование рудоносных площадей.
С 1990 годов нами был выполнен МГ- прогноз на основе комплексного учёта геофизических, геохимических, тектонических ма-
4
териалов и сведений об известных м-ниях и проявлениях на территории Башкирского Зауралья. В этих работах было придано естественному электрическому полю свойственное ему ведущее рудообразующее значение.
МГ исследования за рубежом. МГ- исследования в сущности
ведутся американцами с конца XIX века со времени начала работ в
мировом океане научно-исследовательских рейсов судна «Гломар
черенджер». Изначально МГ- задачи перед этими рейсами не ставились. Лишь позже после обнаружения связанных с рельефом дна
проявлений и м-ний полезных ископаемых эти рейсы приобрели
МГ- значение. До этого же МГ- работы велись в ограниченных масштабах. Обычно это были единичные обобщения. С созданием модели тектоники плит несколько оживились МГ- исследования. Общего МГ- содержания – работа Ф.С. Тюрнора «Металлогенические
провинции и эпохи» Сев. и Южной Америки (1959г.). В 1963 г. было создана МГ- карта Индии (на основе МГ- методики ВСЕГЕИ).
Тогда же завершена МГ- карта Японии. В 1958 г. была создана подкомиссия по МГ-картам Комиссии геологической карты Мира. В
подкомиссии работами геологические службы всех стран Европы,
редактором-координатором был выбран П. Лаффит. В 1972 году была закончена МГ-карта Австралии. В 1966 г. появились обобщающие работы В. Сатрана и соавторов по МГ Чешского массива, а в
1969 г – работа П. Лаффита по МГ Франции. При помощи геологов
СССР МГ работы оживились в ГДР, Польше, Чехословакии, Болгарии и Румынии. В 1973 году опубликованы МГ-карты Бразилии
(Сузжинский Е.Ф.) и Финляндии (Кама А.). В 1981 г. – первый вариант МГ-карты Сев. Америки Ф. Гайлда. В 1984 г. опубликована
фундаментальная МГ- работа Митчелла и Гарсона. Появились и
многие другие работы (Л. Гроссмана и Дж.У. Латимера, П. Ройтера
и Р. Броудера и пр.), в которых предприняты попытки взаимоувязать тектонику плит с МГ. Но в СССР большинство ведущих специалистов по МГ в те годы не приняли идеи тектоники плит, сочтя,
что на основе «этой концепции не выявлено ни одной новой закономерности в размещении рудных м-ний…
С вовлечением в МГ- построения сведений о составе и свойствах
мантии приобрели соответствующую ценность петрологические и
геофизические исследования глубин Земли.
Современные методологические направления МГ исследова-
5
ний. Доменная концепция – простое оконтуривание региональных
площадей, характеризующихся типичными для конкретной территории рудных м-ний. Первоначальный этап составления МГ-карт.
СтереоМГ- концепция – основана на использованнии данных о
глубинном строении рудоносных территорий для выявления закономерностей размещения м-ний, включает анализ новых геофизических сведений. Линеаментная концепция (П.Вагнер, А. Локк,
П.Биллингслей и др.) – главная цель: выделение региональных рудоносных разломов или рудоконтролирующих разрывных структур.
Этот подход – неотъемлемая часть МГ анализа конкретных рудоносных регионов. Глобальным сквозным рудоконцентрирующим
структурам, достигающим мантийных слоёв, отводится особая роль.
Рудоконцентрирующие разломы, пересекая МГ- зоны с различной
рудной специализацией в узлах таких пересечений содержат крупные рудные объекты соответствующего данной зоне профиля. Концепция тектоники плит. Основы заложены Р. Дитцем и Г. Хессом. П. Гайлд первым привлёк тектонику плит к решению задач МГ.
Концепция геотектоногенов развивалась Г.Н. Щербой: возникновение региональных рудоносных структур неразрывно связано с
процессами развития глубинных подвижных зон линейного типа,
представляющих собой специфическое протяжённые области земной коры, в пределах которых шла дифференциация и миграция вещества из верхней мантии в земную кору. Все полезные ископаемые
сосредоточены в пределах земной коры, а определённые группы мний приурочены к определённым слоям (сферам) земной коры. Зональность последней снизу вверх: 1) промежуточный слой в зонах
деструкции, руды магматические Cr, Ni-Co, Cu, Fe-Ti-Pt, метаморфогенные – С; 2) метабазальтовый слой с рудами магматическими –
те же, вулканогенными колчеданными кипрского и уральского типов Fe-Cu, Fe-Cu-Zn, вулканогенными стратиформными Fe, Fe-CuZn, метаморфогенными Ti, C, Mn; 3) метадиоритовый слой с рудами
вулканогенными колчеданно-полиметаллическими Fe-Cu-Zn-Pb,
вулканогенными стратиформными Fe, Fe-Cu-Pb-Zn, Au, Mn и др.,
магматическими Fe-Ti, Co-Cu-Ni, Cu(Cо,Аu) и метаморфизованными первичными; 4) метагранитный слой с пегматитами керамическими, слюдяными и редкометальными (Nb, Ta, Sn, W, TR), грейзено-кварцевыми жилами Nb, Ta, Sn, W-Mo-Bi-Be-Li, гиповулканогенными Cu (Mo), Au, As и др. вулканогенными колчеданно-поли-
6
металлическими Fe, Cu, Zn, Pb, Au, Ag, Bi, Sb, Hg и др., вулканогенно-стратиформными Si-Fe, Zn, Pb, Cu, P-V-Mo, U-Mo и др. плутогенными Au-U, Cu-Pb-Zn и др.; метаморфизованные; 5) вулканогенно-осадочный слой с рудами вулканогенно-стратиформными, колчеданно-полиметаллическими, Pb-Zn, Fe, Mn, гидрогенными Сu,(Zn,
Pb, Re), W,Mo,Zn-Pb,Hg, Sb, Fe и др., кластогенными, эксплозивными; корами выветривания, сорбционными Со, Мо,Ge и др.; 6) рыхлый платформенный чехол с экзогенными рудами. Формационная
концепция (структурно-формационный подход) – опирается на
выделение геологических формаций (осадочных, интрузивных, эффузивно-осадочных, метаморфических) и разных типов крупных
структур. Эта концепция исходит из утверждений, что 1) структурно-формационным зонам, выделяемым по закономерным рядам геологических формаций, соответствуют вполне определённые типы и
сочетания рудных формаций; 2) тип структурно-формационных и
структурно-МГ зон предопределяет не только состав оруденения, но
и значительные масштабы его проявления. Данной концепции посвящено множество работ, в том числе – В.И. Козеренко, Л. Баумана и Г. Тишендорфа. Эта концепция требует чёткого определения
понятия «формация», поэтому этому вопросу ниже уделено отдельное внимание. «Нелинейная МГ» (А.Д. Щеглов) ставит своей главной целью выявление закономерностей размещение и формирования рудных м-ний в структурах земной коры, если предполагается
или устанавливается связь с мантийными зонами литосферы. «Нелинейная МГ» (т.е. отсутствуют прямые признаки связи оруденения
с принятыми рудообразующими процессами и источниками металлов) допускает, что материал для рудного м-ния подготавливается
процессами в подкоровых слоях литосферы, развитием мантийных
рудогенерирующих очагов. Представляется целесообразным развивать концепцию, отводящую решающую роль в рудообразовании
естественным физическим полям, в первую очередь – электрического поля, и структуре этих полей.
Рудная формация – ряд м-ний полезных ископаемых, сформироаанных в едином физическом поле (включающем сходные геологические условия), для конкретных – единовременно из общих источников энергии и вещества. Близость минеральных ассоциаций –
условие не обязательное, ибо в рамках формации возможны образования, соответствующие фациальным разновидностям формации.
7
Часть I. ВЗАИМОСВЯЗЬ ТЕКТОНИКИ, МАГМАТИЗМА И РУДООБРАЗОВАНИЯ
Парагенетические ассоциации элементов в земной коре. В
МГ понятие парагенетической ассоциации элементов подчинено
структурно-формационным, генетическим условиям. Оно конкретизировано. Например, сонахождение основных и ультраосновных пород с Pt, Cr, Ni и другими металлами должно быть дополнено сведениями о том, в каких условиях находятся эти породы: платформенных, орогенных, зонах тектономагматической активизации или каких-либо иных. МГ значение парагенетической ассоциации свинца,
цинка и меди неодинаково для магматогенных, метаморфогенных,
гидротермальных или стратиформных м-ний. Если это, в частности,
 зона горообразования, то желательно знать базальтоидного
(уральского) или гранитоидного типа это складчатая область. В зависимости от этого состав парагенетической ассоциации элементов
может меняться. Но учёт парагенезиса обязателен для правильной
оценки исследуемых проявлений в любом из упомянутых случаев.
Концентpaция металлов в различных генетических типах м-ний.
Рудообразование – частное явление в формирования земной коры, лито- и петрогенезе, миграции вещества, его рассеянии и концентрации. Руды это – горные породы или минеральные образования с кондиционным содержанием полезных компонентов. Понятие
рудообразования вычленяется из геологических процессов лишь по
комплексу элементов, составляющих полезное ископаемое. Геологическое и рудообразующее составляют все генетические классификации. Л.Н. Овчинников предложил в роли параметров для генетических формул м-ний: глубинность рудообразования, тип геологического процесса, источник рудного вещества, источник энергии,
рудообразующий раствор (растворитель, жидкое растворённое вещество, растворённый газ), среда отложения, механизм отложения,
зональность, взаимодействие с вмещающими породами, термодинамическая обстановка рудоотложения. На базе физ.химии эта схема
может быть значительно упрощена, ибо, например, анод-катодная
дипольная система включает в себя как неотъемлемое и частично
тип процесса, и источник, и роль раствора, и среду отложения, и т.д.
Общая группировка м-ний: плутоногенные, вулканогенные, седиментогенные и метаморфогенные. Решающее значение в класси-
8
фикации отводится причинам и механизму миграции вещества от
источников к областям рудонакопления. Принципиально и определение роли в рудогенезе геологическим формаций, с которыми ассоциирует концентрация рудного вещества.
Плутоногенные процессы связываются с магматическими интрузивами, служащими источником энергии и транспортирующим
агентом. В рамках плутоногенных различаются собственно магматогенные процессы, предполагающие изначальное вхождение рудного вещества в расплавы и его перераспределение с накоплением в
ходе дифференциации магмы и обособления рудного вещества от
силикатного расплава. Модель этого процесса разработана для сульфидных никелевых, медно-никелевых и платиноидных руд в расслоенных базит-гипербазитовых комплексах. Принадлежность к магматогенным образованиям основывают: постоянством пространственно-временных ассоциаций рудных тел и интрузивных тел определённого состава и строения, расположением рудных тел а однотипных либо сходных частях разреза магматических тел, связью геохимических состава руд и петролого-петрохимических свойств соответствующих магматических пород, рудно-силикатными образованиями, состав которых соответствует и рудам и расплаву, а время
становления свидетельствует о временной общности пород и руд.
Массы, служащие источником металлов, должны превышать массы
руд в тысячи раз. Если массы источника меньше требуемого приведённому отношению, говорят о дефиците или дисбалансе масс, что
порождает новые объяснительные версии. Таковой, например, служит плюмажно-конвекционная модель.
Плутоногенно-гидротермальные (магматогенно-гидротермальные) ортогенетические («орто» предполагает глубинные) модели. В
них рудообразование обеспечивает вынос металлов из магмы флюидными составляющими, накопление рудных минералов протекает
в интрузивных массивах или в породах их рамы. Источник энергии
и вещества – магма, а транспортер – флюиды.
Плутоногенно-гидротермальная конвективная модель создана для
объяснения формирования штокверковых рудоносных систем в интрузиве и надинтрузивной зонах. Считается, что особое значение в
этой модели играют водонасыщенность вмещающих интрузив пород и фильтрационные свойства (трещиноватость) последних. В
этом случае рудообразующие компоненты поступают и с магмато-
9
генными флюидами, и с метеорными водами, вымывающими металлы из пород рамы. Вероятно, чаще всего такую модель используют,
не осознавая того, для описания рудообразующей системы привлечено фактически торовидное естественное электрическое поле. Конвективная гидродинамическая модель сталкивается с рядом трудностей. К. Бернэм рассмотрел ассоциирующее с порфировым интрузивом медное месторождение с запасами 1,5 млн тонн меди, масса руды 250 млн т, модержание меди 0,6%, площадь выхода рудного тела
5.105 м2. Площадь выхода интрузива 25.104м2. Вертикальный размах
оруденения 200 м. Было допущено, что рудная минерализация может уходить до глубин в 4 км. Отсюда объем магматического тела ~
109 м3, а масса при при плотности 2,7 т/м3 составит 2,7.10 9т. Отнесение к этой массе 1,5 млн т меди показало, что концентрация металла
в расплаве до обособления рудного вещества должна была составить 500 г/т, что не подтверждается ни геохимическими, ни петрологическими данными. Кроме того, масса рудообразующих растворов оценивается через массу расплава и долю отщепляемых флюидных фаз. В.И. Смирнов допускает, что гранитный расплав способен
освободить массу воды, сопоставимую с 7% массы гранита. Последняя при сечении рудоносного интрузива в 1 кв.км составляет 10,8
млрд т, а масса растворов 756 млн т. Сравнение с массой раствора
запасов меди (1,5 млн т) приводит к выводу, что концентрация меди
в растворе была равна 0,2%, что противоречит экспериментам по
изучению растворимости меди в гидротермах. Вторую невязку можно было бы устранить, допустив, что размеры рудоносного интрузива определяются величиной в сотни кубических км, но это допущение не согласуется с фактами, ибо м-ния тяготеют обычно к малым
интрузиям.
Для конвективной системы с запасами меди в n.106т должны
быть свойственны следующие укрупнённые признаки: общий объём
– n.109 м3, проницаемость  10-3, эффективный объём  n.106 – n.10 7
м3, периметр конвективной ячейки в вертикальном сечении – десятки км, длительность функционирования – 105 - 10 6 лет, число обменов воды в системе (кругооборотов) – n.(103 -104), скорость фильтрации – n.10-5м/с, дебит потока n.10-1 м3/с. Стабильная работа такой
системы сомнительна. Поэтому такие системы мало вероятны.
Вулканогенное рудообразование объясняют пространственновременной ассоциацией с вулканическими породами. Вулканизм
10
поставляет энергию, транспорт рудного вещества обычно обеспечивают газово-жидкие среды глубинного и поверхностного происхождения. Полезные компоненты могут приноситься и эндогенными, и
эндогенно-экзогенными, и экзогенными источниками. Например,
сульфидные медно-никелевые руды сонаходятся с коматиитовыми
вулканитами и соответствуют магматической модели рудообразования. Пепловый же материал, гидроокислы железа и алюминия, выносимые в водные бассейны, в полной мере соответствуют седиментогенному рудообразованию.
Вулканогенная гидротермальная ортогенетическая модель сходна с плутоногенной, но оруденение связано с субвулканическими
интрузиями. В реальности часты переходы от субвулканических тел
к гипабиссальным интрузиям. Многие рудоносные малые интрузии
трудно с уверенностью относить к проявлениям плутонизма, вулкано-плутонизма или вулканизма. Уверенность принятого решения
может опираться на комплекс геофизико-геологических и геохимических признаков в сочетании с особенностью размещения рудных
проявлений и м-ний, со структурой рудоносной площади.
Вулканогенная гидротермальная конвективная модель первоначально возникла применительно к субмаринным образованиям
сульфидоносных илов во впадинах Красного моря. Такие системы
связывают с тепловыми потоками в зонах спрединга и океанических
хребтов. По Ж. Франшето, осевые зоны расширяющихся океанических хребтов играют роль «заводов» по концентрированию металлов.
Вулканогенно-сублимационные процессы обычны в современных
кратерах, но в толщах геологического прошлого не установлены.
Вулканогенно-седиментогенное рудонакопление включает поверхностное выщелачивание элементов из вулканитов. По источникам
это – вулканогенный процесс, а по обстановке накопления – седиментогенный.
Седиментогенное рудообразование включает многообразие обособления, транспортировки и накопления полезных компонентов.
Седиментогенное остаточное рудонакопление - экзогенное разрушение пород и селективное удаление безрудных минералов.
Седиментогенное осадочное рудонакопление: источник – выветриваемые породы, транспортировка – различна (в водных растворах, перераспределение терригенного материала водой, ветром и
11
пр.), накопление – в силу разных факторов (резкое изменение Еh,
pH, скорости транспортирующего потока воды, включая и поровые,
газов – физические факторы – гравитационные, магнитные, электрические, электромагнитные и т.д.). Обычны зоны сопряжения континентальных и прибрежно-морских условий. Процессы в таких условиях правильно определять как седименто-гидрогенные. Допустимы
и определения осадочно-диагенетические или пластово-инфильтрационные. Классические примеры: россыпи, цементация гидроокислами железа, марганца, карбонатами или сульфатами (кальцит,
арагонит, гипс, целестин, барит, соединения меди, свинца, цинка и
урана, кремнезём и др.) и зоны вторичного сульфидного обогащения, каолиновые, бокситовые коры выветривания и пр. Для этих
процессов допускается (Э. Джоветт) участие глубинных конвективных систем, размер их по диаметру оценивается в 30-40 км, скорость фильтрации от 0,132 до 0,05 м/год при числе обменов 1,67-3,3
за 1 млн лет. При концентрации меди в растворах 300-1000 г/т и содержании в руде 1-2% время рудонакопления оценено в 10 млн лет.
В подобных процессах вероятно влияние воздымание одной части
бассейна и гравитационное перемещение растворённых солей
(К.Бетке). Возможна и фильтрация рассолов из солеродных бассейнов в подстилающие породы, перевод при этом металлов в хлоридные формы и миграция до химически или сорбционно активного экрана. В горизонтах, богатых сероводородом (обычно в нефтеносных
породах), выпадают сульфидные соединения (Л.Г. Богашова).
В модели пластово-инфильтрационной миграции и накопления
металлов непрерывна последовательность отложения, растворения
и перераспределения компонентов, что обеспечивает концентрацию
на геохимических экранах. Эта модель соответствует условиям образования стратиформных м-ний урана, ванадия, молибдена. Максимальная интенсивность рудообразования достигается при длительном существовании энергоёмких источников, питающих миграцию
элементов и концентрацию их в локальных объёмах.
Метаморфогенные процессы подразделяют на рудопреобразующие (метаморфизующие) и рудообразующие (собственно метаморфические).
Метаморфогенно-плутоногенно-гидротермальные процессы характерны условиям палингенеза и возникновения вторичных расплавов и формирования рудных скоплений по плутоногенно-гидро-
12
термальным ортогенетическим и конвективным схемам.
Метаморфогенно-гидротермальное рудообразование обеспечивается рассеянными металлами вмещающих пород, транспортёром
служат метаморфогенные воды, а энергию поставляют потенциальная энергия толщ, экзотермические реакции и электромагнитное
возбуждение толщ разными источниками, включая внеземные и
тектонические деформации(т.е. преобразованное проявление электромагнитных волн). Этот тип процессов ответственен за регенерацию рудных проявлений и м-ний за счёт перераспределения составляющих толщи пород. Предполагается, что этот механизм обеспечивает формирование м-ний золота в терригенных толщах (В.А. Буряк, В.Г. Гарьковец) и в зеленокаменных поясах (Р. Бойл, Д. Гровс).
При метаморфизме и гранитизации из каждого кубокилометра углеродистой толщи может высвободиться 7 т золота и 1300 тыс.т серы.
По Р. Бойлу, метаморфогенные месторождения золота возникают
при миграции флюидов и металлов от центров гранитизации. От
центров термоградиентных зон он выделил 9 зон с типоморфным
набором элементов: 1) W, Sn, Mo, Bi, B, F, As, 2) Au, Ag, Cu, W, 3)
Au, Ag, As, Te, Cu, W, 4) Au, Ag, Cu, Sb, 5) Au, Ag, Сu, Pb, Zn, As,
Sb, Te, 6) Cu, Zn, Pb, 7) Ag, Au, As, Sb, Cu, Zn, Pb, Bi, Te, Se, 8) Hg,
Sb, As, Ba, F, 9) Ba, Sr, F. Могут перекрываться зоны 3 и 4.
Понятие о генетических рядах м-ний (ГРМ). Термин ГРМ в
известной мне литературе не используется. Анализ возможного его
содержания приводит к выводу, что это – зональность, отнесённая к
вертикальному или горизонтальному размещению оруденения в локальной рудоконтролирующей структуре (зоне тектонического разуплотнения, пликативной структуре и пр.), в МГ зоне – в крест или
вдоль её простирания или в иных условиях. При этом остаётся неясным, что имеется в виду под определением «генетический»: один и
тот же тип минералообразования? Пространственная близость и
предполагаемая связь с каким-либо одним фактором (интрузивом)?
Размещение в одной и той же МГ зоне или в целом в горно-складчатой зоне? Единовременность? Такие вопросы легко умножить. Ситуация осложняется тем, что с ГРМ исследователи часто связывают
понятие формации. Поэтому ограничимся несколькими примерами
закономерности.
1) Зональное распределение рудной минерализации в пределах
одной тектонической зоны. Монгольский Горный Алтай и Калба-
13
Нарымский район, здесь зональный рудный пояс тянется на 400 км
при ширине 30-50 км. Вдоль Иртышского и Локтевско-Караиртышского разломов прослежен пояс редкометальных пегматитов. Параллельно ему прослеживается зона редкометальных грейзеновых м-ний, а вслед за ней – зона золото-кварцевых гидротермальных жил.
Урал, Кочкарское м-ние; здесь рудный процесс протекал в три
стадии: дорудную (кварц-полевошпатовую и кварцевые жилы с околожильным эпидот-амфиболовым изменением основных даек и
грейзенов по гранитоидам); рудную (сульфидно-кварцевые жилы с
околожильной карбонатизацией основных даек и березитизацией
гранитов): послерудная (безрудные кварцевые и кварц-карбонатные
жилы). На рудной стадии возникло пять минеральных ассоциаций,
разделённых интерминерализационными подвижками и местами разобщённых в пространстве: арсенопирит-кварцевая, кварц-пиритовая с дисперсным золотом, халькопирит-сфалерит-пирротиновая с
пиритом, блёклыми рудами и золотом, золото-тетрадимитовая с галенитом, буланжеритом, бурнонитом, висмутином, кварц-карбонатгаленитовая. Зональность в этом случае возрастная.
2) Зональное распределение месторождений, связанное с интрузивами. В. Эммонс писал о месторождениях полуострова Корнуол: «…там, где золото и олово встречаются в одной и той же системе жил вокруг куполов гранитных интрузий, оловянные месторождения расположены ближе к интрузии, а золото отлагается значительно дальше. Есть много примеров такого расположения…»
Сходная картина выявлена в Тасмании: в среднепалеозойских адамеллитах и гранитах в западной и восточной части острова генерируются оловянное оруденение, но на части восточной территории
острова эти же граниты сопровождаются золоторудной минерализацией. В классическом оловоносном рудном поясе Малайи-Папуа с
мезозойскими биотитовыми гранитами ассоциируются месторождения олова, а с одновозрастными роговообманковыми гранитами,
местами переходящими в сиенито-диориты и диориты,  золота. Периферические зоны рудного пояса – оловянные, а внутренняя – золоторудная. В эндо- и экзоконтакте Куларского гранитного плутона
(Верхне-Чукотская складчатая область) распространены рудопроявления молибдена, олова, вольфрама и золота. В эндоконтактах находятся оловоносные альбитизированные пегматиты и молибдениткварцевые жилы, в экзоконтакте – касситерит(вольфрамит)-кварце-
14
вые жилы и в несколько большем удалении – золото-касситерит(вольфрамит)-кварцевые жилы. 3) Зональное распределение минерализации вокруг палеожерловой зоны вулкана (Башкирское Зауралье): от центра медноколчеданные руды, медно-цинковые колчеданные, полиметально-колчеданные, то же но с блёклыми рудами,
золото-колчеданные, золото-кварцевые и золото-баритовые м-ния и
проявления. 4) Формационный ряд установлен для Охотско-Чукотского вулканогенного пояса: а) золото-серебряной минерализации,
б) золото-серебро-теллуристой, в) золото-серебро-висмут-теллуристой и г) золото-редкометальной. 5) Планетарные генетические ряды ртутных м-ний (ртутный пояс) от Испании до Охотского моря.
Таковы же полиметаллический и редкометальный рудные пояса
Рудного Алтая, флюоритовый пояс Западного Забайкалья и др. Это
всё – примеры конкретных рядов. Более наглядны абстрактные генетические ряды. Таков ряд зональности элементов вокруг сульфидных м-ний, выявленный В. Эммонсом и подтверждённый учениками и сторонниками С.В. Григоряна и Л.Н. Овчинникова: W1 – Be –
As1 – Sn1  Au1 – U – Mo – Co – Ni – Bi – W2 – Au2 –Сu1 – Zn – Pb –
Sn2 – Ag – Cd – Au3 – Cu2 – Hg – As2 – Sb – Ba. В. Эммонс считал, что
этот ряд соответствует зональности регионального размещения мний. Такая же типа связь гидротермального оруденения на дне моря
и глубин водоёма: 2 км – Сu-Zn-Pb-Fe-Mn (Красное море), 900 м –
Cu-Ba-Pb-Zn (Раммельсберг), 600 м – Сu-Pb,Zn-Ba-Fe (Куроко), 500
м – Ba-Zn,Pb-Fe-Mn (Жайрем), 450 м – Pb-Zn-Fe (Маунт-Айза), 250
м – Pb-Zn-Fe (Мак-Артур), 200 м – Fe-Mn (Тинаг).
Приведённые материалы свидетельствуют о нестрогом содержании выражения «генетические ряды м-ний».
Роль осадочной дифференциации и интеграции в накоплении
металлических и неметаллических элементов в осадочных породах. Выветривание горных пород в зоне гипергенеза сопровождается разрушением большинства минералов магматического и метаморфического происхождения. Продукты диссоциации разделяются
и образуют минеральные агрегаты, которых не было в глубинных
условиях. Таковы, в частности, карбонатные породы, кварциты,
фосфориты, бокситы и многие другие, насыщенные потенциальной
энергией, в которую преобразуется солнечное облучение. В итоге
появляются новые породы и руды (карбонатиты, кимберлиты, гранитоиды и многие другие). Процесс осадочной дифференциации –
15
важный этап в разделении химических элементов и концентрации
части их до промышленных кондиций. Угли, горючие сланцы, углеводороды и также м-ния разнообразных солей, накапливающиеся в
россыпях магнетит, циркон, монацит, рутил, анатаз, брукит, гранат,
вольфрамит и шеелит, касситерит, алмазы, концентрирующиеся в
корах выветривания гидросиликаты, силикаты, карбонаты и другие
соединения кобальта, никеля, а также благородные металлы, сохраняющиеся в продуктах литогенеза и метаморфизованных осадках,
м-ния редких и цветных металлов обязаны своим возникновением
процессам предварительного обогащения в зоне гипергенеза.
До палеозоя в процессах экзогенеза, протекавших при малой роли
кислорода в атмосфере и практическом отсутствии жизни на суше,
преобладало механическое выветривание и накопление полезных
минералов в виде россыпей терригенных прибрежных формаций.
Исключение составляют медные, свинцово-цинковые, урановые и
некоторые редкометальные эпигенные и гидротермально-осадочные
м-ния. Со среднего палеозоя резко усиливаются процессы химического разложения пород, что усиливает эффективность гипергенеза,
увеличивая список элементов, мигрирующих и концентрирующихся
в м-ния промышленной значимости. В процессах метаморфизма, палингенеза, ассимиляции магмами концентрации этих элементов вовлекаются в эндогенное рудообразование, обусловливая появление
м-ний, не известных в более древних эпохах.
Источники металлов для концентрации в м-ния. В.И. Смирнов назвал общепризнанным деление источников металлов на три
группы: 1) инфильтрационные внемагматические, 2) ассимиляционные коровые, связанные с гранитной магмой и 3) ювенильные подкоровые связанные с базальтовой магмой.
В архее преобладали ассимиляционные и инфильтрационные источники полезных ископаемых, преимущественно метаморфогенного происхождения. В протерозойские эпохи зарождались и развивались зоны орогенеза с базальтоидным и гранитоидным магматизмом, с мощными толщами осадочных и вулканогенно-осадочных
пород, несущими в себе колоссальное количество масс урана, золота, меди, молибдена. Так создалась база для возникновения ассимиляционных и инфильтрационных месторождений урана, меди, возможно, молибдена, золота и других металлов. Ассимиляция была
связана с анатектическими и палингенными гранитами планетарно-
16
го метаморфизма. Среди инфильтрационных преобладала метаморфогенная разновидность и лишь позже – аметаморфогенная, обусловленная заимствованием рудообразующих веществ из различных
пород, в том числе – неметаморфизованных, фильтрующимися
сквозь них гидротермами разного происхождения.
Внемагматические источники охарактеризованы в предыдущем
разделе. Поэтому сосредоточимся на остающихся двух группах.
Подкоровые источники связаны с 1) примитивной мантией, толеитовой магмой под континентами, с 2) истощённой мантией, толеитовой магмой океанических областей и 3) с обогащённой мантией, щелочной и кимберлитовой магмой. 2,5-2 млрд лет назад в примитивной мантии обособились истощённая (т.е. бедная химическими элементами с большими ионными радиусами) мантия и земная
кора (с высокой концентрацией тех же элементов). Обогащённая
мантия возникала в результате флюидной переработки вещества истощённой мантии и ассимиляции корового вещества, способного
поступать сверху, даже из зон гипергенеза. Примитивная мантия –
источник толеитовых магм, при дифференциации которой возникли
магматические месторождения медно-никелевых, платиноносных,
хромитовых, титано-магнетитовых руд. Истощённая мантия поставляла толеитовые магмы океанического типа, с которыми связано
формирование некоторых хромитовых и медноколчеданных м-ний.
Глубинные флюиды, несущие щелочные металлы, и субдуцируемый
материал с осадками, богатыми щелочами, щелочно-земельными
элементами и карбонатами, обусловливают возникновение щелочных магм, послужившими источником редкометальных карбонатитов, апатитовых м-ний и, возможно, некоторых редкометальных
гранитов. Флюиды и ассимиляция осадков, богатых калием и углекислотой играли активную роль при формировании алмазоносных
кимберлитовых магм.
Рудогенерирующий коровый магматизм проявлен во внутриокеанических островных дугах, в активных континентальных окраинах
и в пределах плит. Для областей первых двух типов характерны известково-щелочные магмы – субщелочные и нормальной щелочности, с которыми связаны медно-молибденовые, медноколчеданные,
золото-серебряные, вольфрамовые (шеелитовые), часть железорудных и свинцово-цинковых м-ний. Для активных континентальных
окраин наряду с кислыми магмами известково-щелочной серии ти-
17
пично широкое развитие палингенных сиалических магм. С последними, в частности, ультракислыми, нормальными и щелочными гранитными магмами ассоциируют м-ния олова, вольфрама, бериллия,
молибдена,тантала, ниобия, редких земель и других элементов.
Термин «глубинная специализация магмы» предполагает обязательную обогащённость соответствующим рудным веществом
расплавов. Это предположение справедливо, когда речь идёт о генетической связи м-ний хромитов с ультраосновными породами,
сульфидных медно-никелевых руд с основными и ультраосновными породами, редкометальных грейзенов с купольными частями гипабиссальных гранитных плутонов. Но оно сомнительно во многих
других случаях, когда интрузив сопровождается м-нием, а содержание его элементов в магматической породе может быть и сверхкларковым, и кларковым, и ниже кларкового. Во многих случаях мния свинца, цинка, молибдена, бериллия, золота и других цветных и
редких металлов связаны с гранитоидами, которые отличаются
кларковыми содержаниями этих элементов, а иногда и более низкими. Уровни концентрации рудных элементов в различных гранитоидах разнятся незначительно и не дают оснований говорить об их
МГ- специализации. В этом случае, неясно, какие признаки должны
быть положены в основу определения меры «специализации». Если
рудное вещество перемещено на значительное расстояние от источника, то возникают те же вопросы. Кроме того, существуют принципиально отличные от магматических внедрений источники рудного материала, такие как интрателлурические потоки, отделяющиеся от мантийного вещества и образующие термоаномалии (мантийные плюмажи и «горячие точки»), и электромагнитное нетепловое возбуждение вещества, обусловливающее разделение элементов и селективный перенос с последующей концентрацией части
их. Принципиально подобный процесс реализуется при зонной
чистке металлов и полупроводников, что было использовано А.П.
Виноградовым для объяснения зонального распределения вещества
в недрах Земли.
Потенциальная рудоносность магматических расплавов определяется эманационной дифференциацией расплавов, отделением летучих составляющих магм – воды, хлора, СО, СО2, поэтому целесообразно по составу и количеству этих летучих выделить разные типы гранитов. Различаются большинством исследователей 1) грани-
18
ты палингенные (обычно фанерозойские), 2) предполагаемый продукт дифференциации магм основного или среднего состава – граниты этого типа малочисленны и незначительного объёма, 3) результат ультраметаморфизма и гранитизации пород кристаллического основания континентальной коры. Палингенные граниты и
производные базальтовых магм сильно различаются по составу в
пределах каждой из генетических групп.
Плагиограниты толеитовые, плагиограниты известково-щелочного ряда, агпаитовые редкометальные и граниты монцонитового
ряда допустимо рассматривать как кислые дифференциаты основных магм из разных уровней верхней мантии. В глубоких частях зон
Беньофа генерируются щелочные базальтоиды, в том числе и наиболее интересные для металлогении – К–щелочные базальтоиды.
Как результат палингенного плавления корового вещества и последующей кристаллизационной дифференциации рассматриваются
палингенные гранитоиды известково-щелочного ряда, плюмазитовые редкометальные лейкограниты, палингенные гранитоиды щелочного ряда и редкометальные гранитоиды щелочного ряда. Плюмазитовые редкометальные лейкограниты – самые кислые дифференциаты крупных абиссальных интрузий палингенных гранитоидов известково-щелочного ряда. Такова же взаимосвязь редкометальных гранитоидов щелочного ряда и палингенных гранитоидов
щелочного ряда. Вовлечение в процесс плавления пород, обогащенных металлами, или ассимиляция расплавом на стенках путей миграции и камеры становления интрузива рудных концентраций способна привести к обогащению расплава металлами и придать им
способность выступить в роли источника вещества для рудной минерализации.
Ультраметаморфические гранитоиды – результат, видимо, глубоко метасоматически изменённых (гранитизированных) и подвергшихся частично селективным выплавкам гранитных магм из пород
кристаллического основания континентальной коры. Их ассимиляционная МГ- специализация определяется составом преобразованных толщ. Если последние содержали, например, древние россыпи
благородных металлов, касситерита и других минералов, то, вероятно, это определит их потенциальную продуктивность.
Каждый из перечисленных геохимических типов гранитов перспективен на свой круг элементов. Так плагиограниты известково-
19
щелочного ряда, кислые дифференциаты андезитовых (базальтоидных) магм, обычные в эвгеосинклинальных зонах, потенциально рудоносны преимущественно на золото, медь, молибден. На эти же
элементы (и в меньшей степени – на олово и вольфрам) потенциально рудоносны палингенные гранитоиды известково-щелочного ряда. Их поздние кислые дифференциаты – плюмазитовые редкометальные гранитоиды – обычно потенциально рудоносны на олово,
вольфрам, ниобий, тантал, полиметаллы. На олово, полиметаллы и
(в меньшей степени) золото потенциально рудоносны граниты монцонитового ряда, являющиеся кислыми дифференциатами калиевых
щелочных базальтоидов, обогащённых летучими и прежде всего водой, углекислотой и фтором.
Агпаитовые редкометальные граниты, оцениваемые как производное обезвоженных калиевых базальтоидов, должны рассматриваться как потенциальные источники циркония, гафния, редких земель, ниобия и тантала. Редкометальные гранитоиды щелочного ряда обычно потенциально рудоносны на вольфрам и (в меньшей степени) на молибден. Наименьшей потенциальной рудоносностью отличаются плагиограниты толеитового ряда, ультраметаморфические
граниты и палингенные гранитоиды щелочного ряда.
Для определения потенциальной рудоносности конкретной гранитной интрузии, кроме её состава (геохимического типа), необходимо знать глубину её становления и размеры, ибо они в значительной степени определяют масштабы и интенсивность процессов
эмиссионной дифференциации магм.
Эволюция постмагматических растворов. Рудообразующие
растворы имеют сложный состав, включающий несколько десятков
растворённых соединений. В геохимических ореолах этот состав
проявляется, как минимум, 15-20 элементами. Кроме того, вода
имеет рыхлую (при низких температурах – льдоподобную) структуру. Раствор находится в условиях градиентных повышенных температур и давления. От температуры и давления зависит образование
ионами комплексов, возможность появления полимеров. Повышение температуры ведёт к изменению степени распада ассоциатов, в
частности – щелочей и кислот. В связи с этим меняются проводимость растворов и свойства ассоциированных и неассоциированных
ионов. Например, выше 400оС НСl и H2SO4 ведут себя как более
слабые электролиты, нежели КОН и NaOH. Поэтому в условиях та-
20
ких температур растворы могут иметь слабощелочную или даже щелочную реакцию даже при значительной концентрации сопряжённых кислот. При кристаллизации расплава возгоняется летучие,
большая часть которых относится к кислотам. Снижение температуры приведёт к тому, что постепенно кислотность будет возрастать и
при температурах 450-300оС достигнет максимума. Гидротермы
приобретут кислотные свойства. При взаимодействии гидротерм с
вмещающими породами кислотность водного раствора начнёт падать, обусловлено увеличением концентрации натрия и калия. Одновременно станет понижаться степень гидролиза, при этом высвобождающийся гидроксил-ион будет замещаться на ионы хлора, фтора, сульфидной серы и пр. Это также будет способствовать снижению кислотности. Вместе с изложенными обстоятельствами на Еhсвойства гидротерм будет оказывать влияние естественное электрической поле, в котором глубинные области как источник тепла примут на себя свойства зоны анодных процессов, а область, где химические реакции будут стимулироваться теплом и поэтому приобретут свойства эндотермических, станет играть роль зоны катодных
реакций. Если гидротермальный тепломассоперенос протекает в неоднородной среде, то каждый участок с относительно однородными
свойствами станет проявлять свойства диполя, обращённого анодным полюсом к анодной зоне макродиполя, а канал тепломассопереноса будет представлен диполь-дипольной цепочкой (или параллельных цепочек), что также скажется на окислительно-восстановительных, а значит и щелочно-кислотных свойствах раствора. Участки резкого изменения свойств станут и участками выпадения из раствора солей, участками минерализации.
Роль процессов ликвации и дифференциации в рудообразовании.
Магматическая дифференциация. Формирование магматогенных
м-ний полезных ископаемых на континентах происходит в связи с
отчётливой дифференциацией родоначальнoй магмы. Магматические м-ния хромитов, титаномагнетитов, сульфидных медно-никелевых руд, апатитов и другие возникают на завершающих этапах
длительной и достаточно полной дифференциации рудоносных
магм. Эта дифференциация в общем случае идет от крайне основных к 6олее кислым и щелочным разновидностям магматических
пород, образующих хорошо известные расслоенные или последова-
21
тельно инъецированные продуктивные массивы, на заключительной
стадии развития которых обычно и возникают рудные м-ния. С отчетливо и глубоко дифференцированными магматическими комплексами связаны главнейшие м-ния хромитов Урала, Бушвелд в
Африке, титаномагнетитов (Бушвелд, Урал), медно-никелевых руд
(Норильск, Печенга; Сёдбери в Канаде), танталитов (Кольский
пoлуостров), апатитов (Хибины). Резко подавляющая часть карбонатитовых м-ний мира формировались на завершающих стадиях
длительной дифференциации магматических массивов центрального типа, начинавшейся с внедрения ультраосновных расплавов, сменяющейся ультраосновными—щелочными н затем щелочными магмами. Колчеданные м-ния меди, цинка и свинца ассоциированы
только с теми вулканическими породами, в которых процесс дифференциации первоначальной базальтовой магмы достиг липаритового
(спилит-керато-фирового) уровня.
Полноценные постмагматические рудиые м-ния возникают в
связи с заключительными магматическими импульсами многофазных интрузивных комплексов, характеризующимися постепенным
нарастанием коэффициента накопления рудных элементов, представляющим отношение кларка этих элементов в интрузивах последующих фаз к кларкам предшествующих фаз магматической деятельности. Например, для некоторых районов редкометальных мний в Сибири коэффициент накопления достигает 1,9- 3,0.
Богатые гидротермалъные м-ния руд цветных, редких, благородных и радиоактивных металлов, ассоциированных часто с так
называемыми малыми интрузиями заключительной стадии орогенных циклов reoлогического развития, возникают лишь в тех местах,
где малые интрузии формируют полный ряд их дифференциатов от
диорит-порфиритов до гранит-порфиров и сиенит-порфиров.
Таким образом, проявлена отчетливая закономерность, согласно которой значительные магматогенные м-ния всех генетических
rpyпп и классов формируются в резко преобладающем количестве
лишь на заключительных стадиях образования длительно и полноценно дифференцированных комплексов магматических пород.
Эти процессы свойственны преимущественно плутоногенному
базальтоидному магматизму. Основной рудообразующий процесс:
1) ликвация рудно-силикатных систем с отделением рудного расплава в результате гравитационной сепарации после нарушения фи-
22
зико-химической равновесности гомогенного расплав-раствора или
отжима в трещины в связи с тектоническими напряжениями; 2) ранняя кристаллизация рудных минералов в силикатном расплаве с последующей их концентрацией путём сегрегации и аккумуляции ещё
до полного отвердения оставшейся части расплава; 3) поздняя кристаллизация из остаточных расплавов – позднемагматические (гистеромагматические и фузивные) м-ния.
При взаимодействии базальтовой (габбровой) магмы с известняками возможен магматический метасоматоз, который может привести, в частности, к образованию некоторых типов титаномагнетитовых рудных тел, сопровождаемых пироксенитами и другими породами с повышенным содержанием кальция. Геологическая обстановка ряда уральских м-ний (Первоуральское, Висимское, Баронское и др.) вполне соответствует этому типу.
Собственно магматические м-ния не всегда имеют такую простую историю формирования, как это представлялось длительное
время. Для некоторых из них, в первую очередь – м-ний сульфидноникелевого типа, возможно определяющее участие интрателлурических растворов. Известные хромитовые и титано-магнетитовые м-ния Урала приурочены к гипербазит-габбровым комплексам офиолитовой ассоциации. Промышленные концентрации этих руд связываются с высоко температурным воздействием на материнские породы флюидов, отделяющихся от более молодых магматитов или
же, что более вероятно, растворов на основе конвекции нагретых
океанических вод. Отмечается широкое проявление процессов вторичной оливинизации, пироксенизации, амфиболизации, сопряжённых с мобилизацией и последующей концентрацией первичного
рудного вещества титаномагнетитовых и хромитовых м-ний.
Вулканизм и оруденение. Вулканогенные м-ния могут быть
магматическими, пневматолитовыми, гидротермально метасоматическими, гидротермальными, вулканогенно-осадочными (гидротермально-осадочными, эксгаляционно-осадочными).
Зарождение и отделение рудообразующих растворов и рудного
вещества происходит в течение всего длительно развивающегося
магматического процесса, начиная с самых первых его этапов.
Железорудные м-ния возникают, сопровождая длительный вулканический процесс, начиная, например, с излияния магнетитовой
лавы и кончая стратиформными вулканогенно-осадочными залежа-
23
ми цветных и чёрных металлов. Реальность магнетитового расплавного обособления доказывают крупные залежи вулкана Эль Лако в
Чили. Действие его началось с извержения андезитов, зетам внедрился риодацитовый центральный стержень, позже через побочные кратеры излились магнетитовые лавы, образовавшие мощностью около 20 м пять главных тел вокруг центрального жерла. Состав руд – магнетит, гематит, апатит и актинолит. Содержание Fe в
руде 50%, запасы 1 млрд т. Сравнимо с ним Качарское м-ние в Кустанайском железорудной провинции, где установлена связь рудообразования с вулканизмом. Таково же, вероятно, Абовянское магнетитовое м-ние в Армении. На юге Сибирской платформы на железорудном м-нии ангаро-илимского типа в обширных зонах просадок и
обрушения обнаружены трапповые некки, дайки, а также столбчатые, жильные магнетитовые тела, связанные с одиночными или
сближенными группами трубок взрыва. Позже на них по трещиным
были наложены гидротермы, вызвавшие метасоматическое изменение магнетитовых тел.
Вулканогенно-осадочный тип железорудных м-ний в виде мощных и богатых стратиформных залежей, представителем которых
могут служить м-ния Жайремо-Караджальской группы, сравнимые
по некоторым условиям образования с рудными илами Красного
моря. Сходное происхождение приписывают шведским скарновым
м-ниям, вулканогенно-осадочным м-ниям островов Ванкувер (Канада) и Кипр. Такого же типа м-ния известны на Алтае, в Кустанайской железорудной провинции и других районах. В этом плане интересны геохимические шлейфы г. Благодать. Их возникновение,
видимо, тождественно рудным осадкам впадины Атлантис Красного
моря и м-ния Жайремо-Караджальской группы. В слоистой пачке
вулканогенно-осадочных пород Гороблагодатской вмещающей толщи – несколько параллельных в разрезе рудных пластов. Независимо от литологического состава и разных физических свойств покрывающих рудные пласты пород (тонкослоистые ритмические вулканогенно-осадочные образования, грубые туфо-конгломераты, лавы
базальтовых порфиритов и др.) в висячем боку залежи первичные
геохимические ореолы элементов-индикаторов (Mn, Co, Ni, Ti, P,
Ba) полностью отсутствуют, несмотря на контрастные ореолы в
подстилающих породах и общую заражённость этими элементами
вмещающей толщи в целом. Т.е. при формировании руд сверху бы-
24
ла только вода. На уровне пласта, по латерали, здесь на значительные расстояния протягиваются контрастные первичные геохимические ореолы указанных и других элементов, что типично и для
Красного моря.
Показательны отношения содержаний Fe и Mn, которые могут
служить мерой удалённости места отбора образцов от выхода гидротерм на дно водоёма. Железо окисляется быстрее и выпадает из
раствора раньше, а марганец успевает распространиться шире. Это
приводит к разделению осадков железа и марганца, последний отгоняется на фланги пласта. Подобное распределение железа и марганца отмечается на всех м-ниях Жайремско-Караджальской группы,
на периферии всех крупных скарново-рудных узлов Урала: Покровского, Ауэрбаховско-Турьинского, Гороблагодатского, Высокогорского и пр.
Среди вулконогенных сульфидных месторождений различают 1)
наземные, 2) подводные (субмаринные), 3) осадочные и 4) субвулканические. Признана закономерность: чем богаче оруденение, тем
лучше отсепарирована рудная часть, что отражает более масштабную особенность процесса: эволюции колчеданного рудообразования соответствует ход дифференциации базальтоидного магматизма. Ныне выделяется семь типов интернидных формаций, вмещающих колчеданное оруденение. Они в порядке увеличения кислотности магматитов образуют следующий ряд: 1) ультрабазиты и серпентиниты краевых зон глубинных разломов, 2) габброиды краевых
и поперечных глубинных разломов, 3) слабо дифференцированные
базальтовая и андезит-базальтовая формация, 4) дифференцированные риолит-базальтовая и риолит-андезит-базальтовая формации, 5)
андезитовая и дацит-андезитовая формация, 6) базальт-риолитовая,
дацит-риолитовая и риолитовая формации, 7) терригенно-сланцевая
и терригенно-карбонатная формации, фациально связанные с пятым
и шестым типами вулканогенных формаций.
В этом ряду выделяются два ритма дифференциации: формации
второго-четвёртого типов создают первый ритм дифференциации
базальтоидов толеитового ряда в первичных эвгеосинклинальных
зонах. Формации пятого и шестого типов образуют второй ритм известково-щелочного андезитового ряда. Эволюция магматизма сопровождается эволюцией рудообразования. В частности, доля меди
в суммарных запасах (Cu+ +Pb+Zn) на м-ниях последовательно
25
уменьшается в ходе эволюции почти в 4 раза. Общие запасы металлов в рудах одновременно возрастают более чем на два порядка, а
средний размер м-ний (по запасам металлов) увеличивается более
чем в 10 раз. Во втором ритме вулканогенных формаций наблюдаются резкое повышение среднего содержания свинца в колчеданных
рудах и соответственно увеличение его доли в суммарных запасах.
Распределение свинца в формационном ряду колчеданных м-ний
убедительно подчёркивает различие двух этапов магматической
дифференциации. Каждая рудовмещающая формация отличается
определённым набором различных типов колчеданных м-ний. Например, в группе андезитовых вулканогенных формаций по степени
колчеданоносности заметно различаются андезитовые формации
вторичных вулканогенных интернидов и формации последовательно дифференцированного комплекса первичной зоны складчатости
уральского типа. Только с первыми из них связаны крупные и уникальные колчеданные м-ния.
В ряду вулканогенно-осадочных м-ний наиболее удалены от
источника железо-марганцевые руды, ближе барит, далее свинцовоцинковая ассоциация и в непосредственной близости – существенно медные руды.
М-ния, связанные с основными и ультраосновными комплексами, и их важнейшие провинции. Такие м-ния возникают в периоды
устойчивого преобладающего растяжения земной коры и поступления на верхние уровни земной коры глубинных расплавов. Эти условия наилучшим образом осуществляются дважды в рамках нормального цикла геологического развития. На ранней стадии орогенного этапа – в трогах интернидов. В это время вдоль края платформы на коре океанического типа закладываются крупные разломы
типа зоны Беньофа. Позже в платформенный этап – в рифтовых зонах при формировании структур автономной тектоно-магматической активизации.
На ранней стадии развития интернидов возникают четыре главные формации магматических пород и ассоциированных с ними эндогенных рудных м-ний подкорового происхождения: 1) спилитокератофировая с колчеданными м-ниями меди, цинка и других металлов; 2) перидотитовая с магматическими м-ниями хрома и платиноидов; 3) габбровая с магматическими м-ниями железа и титана; 4)
плагиогранит-сиенитовая со скарновыми м-ниями железа и меди.
26
Среди магматических пород платформенного этапа в ассоциированных с ними м-ниях полезных ископаемых глубинными подкоровыми считаются три формации: 1) кимберлитовая с магматическими
м-ниями алмаза; 2) ультраосновная щелочная с магматическими и
метасоматическими м-ниями редких, цветных металлов, фосфора и
других элементов в карбонатитах; 3) трапповая с магматическими
м-ниями медно-никелевых руд.
МГ значение рудных м-ний кислой магмы, их генетические
типы и распространение. Рудные м-ния кислой магмы и кислая
магма отличаются рядом особенностей, частично перечисленных
ранее. Это – полигенность (итог дифференциации мантийных базальтоидов, продукт палингенеза и результат ультраметаморфизма и
гранитизации), связь с гранитоидным горизонтом платформ и процессами палингенеза в толщах пород разнообразного литофильного
профиля. Если последние обогащены терригенными россыпными
минералами, потенциально способными образовать м-ние полезных
ископаемых, то вероятна разнообразная рудная минерализация.
Внедрения гранитоидов приурочены: 1) к ранней стадии развития
интернидов, это – обогащённые натрием плагиограниты, производное ювенильной базальтоидной магмы; со скарновыми м-ниями железных и медных руд; 2) к средней стадии развития интернидов в
зонах экстернидов, когда формируются палингенного происхождения синкинематические крупные интрузии калий-натровых пород; с
ними ассоциируют пегматиты, грейзеновые и высокотемпературные
гидротермальные м-ния оловянных и вольфрамовых руд, а также –
скарновые и гидротермальные руды других металлов; 3) в позднюю
стадию развития зон интернидов – в виде формаций а) гипабиссальных интрузий сложного состава, сопровождаемой плутоногенными
грейзеновыми, скарновыми и гидротермальными рудными м-ниями
и б) эффузивных, обычно наземных пород, обычно андезит-дацитового и липаритового состава, с сопутствующими вулканогенными
гидротермальными м-ниями руд цветных, редких, благородных и
радиоактивных металлов.
Экстернидные зоны формируются в основном в период главных
фаз складчатости на коре континентального типа. Они выделяются
изверженными породами палингенной гранитной магмы с сопровождающими их постмагматическими рудными м-ниями. В завершающую стадию возникает сеть разномасштабных и разноориентиро-
27
ванных разломов, которые накладываются и на интернидные и на
экстернидные зоны, уходя за их пределы в краевую часть прилегающих платформ. Такие разломы часто контролируют размещение полезных ископаемых.
МГ значение рудных месторождений кислой магмы, таким образом, определяется теми сведениями, которые заключены со временем и местом их проявления в интернидных структурах, с элементной характеристикой выявленных м-ний и возможностью на этой
основе прогнозировать обнаружение других типов минерализации
на изучаемой территории, в её глубинах и окрестностях.
Металлогеническая периодизация. Периоды (по В.И. Смирнову): лунный, нуклеарный, протогеосинклинальный, интрагеосинклинальный, неогеосинклинальный и рифтовый. Глобальные мегаэпохи (по Г.А. Твалчрелидзе): катархей-архейская, раннепротерозойская, рифейская и фанерозойская.
Детальная периодизация с учётом мирового опыта приводится
по В.И. Смирнову.
Всего выделено 11 этапов геологической истории Земли: гренландский (5000-3800 млн. лет), кольский (3800-2800), беломорский
(2800-2300), карельский (2300-1800), готский (1800-1500), гренвильский (1500-1000), байкальский (1000-600), каледонский (600-400),
герцинский (400-250), киммерийский (250-100) и альпийский (1000).
Гренландский этап, целиком совпадает с древнейшим лунным
периодом, без синклинальный бесплатформенным, безгранитным и
безрудным.
Кольский этап (саамский, трансваальский) отвечает нуклеарному
периоду и знаменует начало формирования древнейших эндогенных
рудных м-ний, обычно глубоко метаморфизованных. Они делятся
отчётливо на базальтоидную (зеленокаменные пояса) и гранитоидную (гранито-гнейсовые купола).
В базальтоидной группе – м-ния глубинного и приповерхностного генезиса. Глубинные: сравнительно небольшие магматические
хромитовые м-ния в анортозитах Гренландии, Шотландии, Южной
Африки, Индии возраста ~ 3500 млн. лет, древнейшие сульфидные
медно-никелевые м-ния Камбалды в Австралии и Монче-тундры на
Кольском полуострове (~ 3000 млн. лет), а также Родезии (3400). С
базальтоидным вулканизмом Кольского этапа связаны древнейшие
28
колчеданные м-ния Северной Америки (3400—2600 млн. лет), колчеданные м-ния Австралии (Биг Стаб6и, 3400 млн. лет), Канады
(Абитиби, 2900 млн. лет), Южной Африки (3400 млн. лет). К этому
же разряду относятся многочисленные золоторудные м-ния зеленокаменных поясов, примером которых могут служить м-ния Западной Австралии (Калгурли и др. 3200—2800 млн. лет), Сьерры-Лионе (3000—2900 млн. лет), Индии (Колар, 2800 млн, лет), Канады
(Поркъюпайн, Керкленд, Керр Эдисон и др., 3500-2900 млн. лет),
Бразилии (Морро Вело). К базальтовым вулканическим сериям
Кольского этапа тяготеют наиболее древние м-ния железистых
кварцитов, к которым принадлежит самое древнее рудное м-ние мира Исуа в Гренландии (3760 ± 70 млн. лет), а также железистые
кварциты Абитиби в Канаде.
В гранитоидной группе типичными являются древнейшие пегматиты метаморфогенного происхождения. Их представителями могут
служить мусковитовые пегматиты Анабарского массива и Джугджура, а также натролитовые редкометальные пегматиты Западной
Австралии и Бразилии с литием, танталом и ниобием (3500—2900
млн. лет); а также Aфрики (3350—2600 млн. лет) .
Беломорский этап (кенорский, родезийский), охватывает первую
половину протоинтернидного периода, отвечающего зарождению
древних интернидов, расчленяющих протоплатформы. Для этого
этапа различаются рудные м-ния интернидов и платформ.
В протоинтернидах выделяются ранние базальтоиды (обычно –
небольшие массивы перидотитов, габбро, плагиогранитов) и вулканические базальтоиды, метаморфизованные в пироксен-амфиболбиотитовые гнейсы. С ними связаны небольшие магматические м-ния хромитов южно-африканского типа, титаномагнетитов Финляндии (Отанмеки), некрупные железорудные такониты Норвегии и
Швеции 12900—2500 млн. лет) и колчеданные м-ния типа североамериканских (2750—2650 млн. лет). Повсеместно зафиксированы
более поздние беломорские гранитоиды, среди которых наряду с
преобладающими автохтонными гранито-гнейсами появляются аллохтонные граниты. Для них характерны пегматитовые м-ния. такие, как керамические пегматиты Карелии, редкометальные пегматиты Канады. Южной Африки, Мадагаскара, Западной Австралии, Индии (2700—2500 млн. лет). и железистые скарны Алданского щита (2600—2400 млн. лет).
29
Платформенные м-ния этого периода только начинают зарождаться. С тектоно-магматической активизацией балтийского этапа
связаны магматические м-ния хромитов среди дунитов Великой
Дайки в Зимбабве (2700—2500 млн, лет) и некрупные сульфидные
Cu-Ni- м-ния в поясе ультраосновных пород пояса Томсон СевероАмериканской платформы возраста 2500 млн. лет.
Среди экзогенных платформенных м-ний этого этапа выделяются золото-урановые конгломераты Витватерсранда в Южной Африке (2750 млн. лет).
Карельский этап (свекофенский, гудзонский, эбурнейский) характеризует расцвет и отмирание протоорогенного периода. Различаются рудные м-ния орогенных зон и платформ.
Среди геосинклинальных образований повсеместно выделяются ранние базальтоиды, представленные вулканитами, превращенными в сланцы, амфиболиты, лептиты и некрупные массивы дунитов, перидотитов, пироксенитов. габбро, плагиогранитов, а также
более поздних нормальных и еще более поздних лейкократовых щелочных гранитов. С базальтоидами связаны небольшие м-ния хромитов, редкие м-ния апатит-магнетитовых руд типа Кируны в Швеции возрастом 1900 млн. лет. С геосинклинальным базальтоидным
вулканизмом карельского этапа связано формирование всех выдающихся м-ний железистых кварцитов мира, таких, как районы Великих озер Канады и США, Бразилии, Венесуэлы, района Хамерсли в
Австралии, Кривого Рога и Курской магнитной аномалии, а также
метаморфогенных железных и мapганцевых руд Индии (2300—1600
млн. пет). В этот же этап возникли известные колчеданные м-ния
Австралии (Брокен Хилл. Маунт Айза, 1700 млн, лет), Швеции (Болиден, 1900 млн. лет), Финляндии (Рутокумпа и др., 2300—1800
млн. лет), Северной Америки (1900-1700 млн. лет), Карелии (22002000 млн. лет).
С карельскими гранитоидами ассоциируют пегматиты типа мусковитовых и мусковит-редкометальных пегматитов Беломорья,
слюдяные пегматиты Мамского пояса, возраста 1800 млн. лет, а также, предположительно, гидротермальные м-ния серебра Кобальт в
Канаде (2000 млн, лет), золота в метаморфических черносланцевых
толщах Хоумстейк в США (1800 млн. лет) и Сухого лога в Сибири,
примерно того же возраста; последние некоторыми геологами рассматриваются в качестве метаморфогенных.
30
С позднеорогенными лейкократовыми гранитами карельского
этапа связываются скарновые м-ния олова и вольфрама Карелии
(1800—1700 млн. лет).
В платформенных условиях карельского времени формировались крупные рудные м-ния. К ним принадлежат магматические руды хромитов и платиноидов лопполита Бушвелд в Южной Африке
(1950 млн. лет), магматические сульфидные медно-никелевые руды
массивов Сёдбери в Канаде (2000—1800 млн. лет) и Печенги на
Кольском полуострове (1770 млн, лет), приразломные линейные зоны полевошпатовых метасоматитов преимущественно альбититов с
урановой, танталовой, ниобиевой, бериллиевой минерализацией
Русской, Сибирской и Северо-Американской платформ (2000—1800
млн. лет), меденосные карбонатиты Палабора Южной Африки (2300
млн. лет). Формирование и размещение всех этих м-ний определяется крупными разломами протоактивизации платформ карельского
времени. В этот же этап были образованы стратиформные м-ния медистых песчаников Центральной Сибири (Удокан) (2100—1800
млн. лет), а также ураноносные конгломераты Эллиот Лейк в Канаде (2200 млн. лет).
Готский этап (эльсонский) соответствует внутреннеинтернидному периоду развития земной коры, связанному с перерывом в активном развитии земной коры. Ему соответствует перерыв и в эндогенном рудообразовании. В геологической литературе отсутствуют
указания об эндогенных м-ниях, датированных возрастом готского
этапа. Некоторые геологи, например, Ю.Г. Старицкий, прямо указывает на то, что в этот этап рудные м-ния не формировались (в данном случае речь идет о Сибирской платформе). Из-за отсутствия
площадей с отчетливым интернидным режимом не выявлены интернидные м-ния. На платформах возникали лишь экзогенные м-ния, связанные с эрозионным разрушением гранитоидных выступов
и накоплением продуктов их разрушения в прилегающих впадинах.
Так образовались крупные м-ния урановых руд Австралии (Джабилука, Ранжер и др.) в обогащенных органическим веществом осадочных толщах (1700— 1600 млн. лет) и известные первичные медно-кобальтовые, урановые и свинцово-цинковые сингенетичные
стратиформные м-ния в терригенных породах Катангской системы
рудного пояса Замбии – Заира (около 1500 млн. лет); эти м-ния
31
позднее неоднократно трансформировались с образованием повторных эпигенетичных залежей (840—520 млн. лет).
Гренвильский этап (ранне-байкальский, сатпурский, кибарский, минасский, исседонский) знаменует события нового интернидного периода. Хотя он отчетливо выделяется по складчатости и
гранитизации возраста 1000 млн. лет, информация о его особенностях, магматизме и металлоносности крайне ограничена. Этот этап
относится к эмбриональному и слабо проявленному в истории геологическими событиями, и его редко отчленяют от следующего —
байкальского этапа, слитно описывая площади распространения и
особенности состава формаций горных пород обоих этапов. Но и по
отрывочным данным можно заключить, что интерниды этого этапа
были ограниченными по распространению и развитию. В них преобладал ранний базальтоидный магматизм (преимущественно вулканические фации), с которым связаны редкие колчеданные и колчеданно-полиметаллические м-ния типа Сулливан в Канаде (1340
млн. лет), зафиксированные также среди вулканогенно-осадочных
комплексов Канады и США (1400—1100 млн. лет). В связи с гренвильскими гранитами существенные рудные м-ния не найдены, хотя, возможно, к ним принадлежит редкометальный щелочной комплекс Илимауссак в Гренландии (1180—1150 млн. лет).
Байкальский этап (ассинтский. кадилский) отличался зрелым
орогенным развитием. Часть орогенного этапа завершила существование до палеозоя и фиксируется самостоятельными байкальскими
складчатыми зонами, в пределах других орогенные условия продолжались в фанерозое, и байкальские орогенные формации находятся
в основании орогенно-складчатых поясов последующих этапов геологической истории. Самостоятельные байкальские орогенные образования сосредоточены по окраинам Восточно-Европейской, Сибирской, Индийской, Африканской, Китайской и Австралийской
платформ. Известны они и внутри платформ (Тимано-Печорская область). Они сложены мощными осадочно-вулканогенными толщами
пород, метаморфизованными и гранитизироваными; среди них выделяются внутренние пояса офиолитов и периферические экстернидные зоны с гранитоидами.
Для байкалид намечаются две группы эндогенных рудных м-ний. Ранняя группа связана с базальтоидным магматизмом как глубинных, так и приповерхностных фаций, поздняя группа ассоцииро-
32
вана с гранитоидами, К глубинным основным породам принадлежат, например, магматические м-ния титано-магнетитовых руд Норвегии (Егерзунд, 950 млн. лет), аналогичные м-ния Канады (Лауренс
Ривер, 850 млн. лет), а также, по-видимому, Кусинского района на
Урале. С базальт-липаритовыми вулканическими формациями связаны колчеданные м-ния Северной Америки (800-600 млн, лет), а
также Сибири (Холоднинское, 1000-900 млн. лет, и Горевское, 970870 млн. лет).
Наиболее типичными продуктами байкальских гранитоидов
являются пегматиты и грейзены, содержащие вольфрам, олово, тантал, ниобий, литий (1000— 800 млн. лет), известные, например, в
Египте, Уганде, Трансваале, Индии, Австралии. Сведения о платформенных эндогенных м-ниях байкальского этапа отрывочны, вероятный их возраст 1000—700 млн. лет (например, свинцово-цинковая минерализация в карбонатных толщах севера Канады).
Каледонский этап завершил орогенное развитие областей самостоятельной каледонской складчатости, таких, например, как Алтае-Саянская в России или Прибрежная в Норвегии и Великобритании, и предшествовал развитию в областях с последующим орогенным режимом. Этот этап отличается интенсивной ранней орогенной
стадией и слабой орогенной тектоникой и магматизмом поздней
стадии. В его рамках выделяются и базальтоидный магматизм интернидов с рудоносностью и экстернидный гранитоидный магматизм с металлогенией орогенной стадии и платформенного состояния.
Базальтоидный магматизм каледонского этапа был односторонним. Глубинные ультраосновные и основные интрузии и связанные с ними магматические м-ния хромитов и титаномагнетитов проявлены чрезвычайно слабо; несколько отчетливее выражены кислые
производные базальтовой магмы в виде плагиогранитов и плагиосиенитов, которым принадлежат железоскарновые м-ния, например,
Алтае-Саянской области. Зато базальтоидный вулканизм был обильным. Он обусловил широкое развитие каледонских колчеданных м-ний, к которым относятся колчеданно-полиметаллические руды Фосен в Норвегии (500 млн. лет), Стекенек в Швеции (450 млн. лет),
Рио Тинто в Испании (450 млн. лет), Бодвин в Бирме (500 млн. лет},
Австралии, Тувы и Южного Прибайкалья (Озерное) того же возраста.
33
С каледонскими гранитами связаны незначительные редкометальные пегматиты, альбититы и грейзены Алтае-Саянской области, второстепенные медно-порфировые м-ния Казахстана (480470 млн. лет), гидротермалные м-ния золотых, например, Долджеллад в Великобритании (430 млн. лет) и полиметаллических руд
(Херлих, там же, 440 млн. лет).
Представителями платформенных образований каледонского времени могут служить железо-редкометальные карбонатиты
Фен в Норвегии (600—550 млн. лет) и ранняя полиметаллическая
минерализация Миссисипского бассейна (530 —470 млн. лет).
Герцинский этап (варисцийский) проявился во всех палеозойских и более молодых орогенных системах. Наиболее представительными складчатыми областями герцинского этапа являются
крупнейший Урало-Монгольский пояс и герцинская складчатая область Западной Европы.
Соотношение процессов ранней и поздней орогенной стадии
в разных областях герцинских складчатых систем неравномерное —
имеются области с преобладающим ранним интернидным базальтоидным магматизмом и металлогенией (Урал, Рудный Алтай), которым противостоят области с превалирующим более поздним экстернидным гранитоидным магматизмом и рудоносностью (Центральный Казахстан, Средняя Азия). Но если рассматривать герцинский этап во всей его совокупности, то он в целом определяет общий расцвет интернидного развития с обширным базальтоидным
магматизмом и рудообразованием ранней стадии и столь же обильным гранитоидным магматизмом и рудными м-ниями экстернидной
поздней орогенной стадии.
Рудные продукты этих стадий хорошо известны. С глубинными базальтоидами ранней стадии связаны магматические м-ния
хромитов и титаномагнетитов (Урал и др.); вулканогенным базальтоидам принадлежат медно-колчеданные и полиметалльно-колчеданные месторождения (Урал, Рудный Алтай, Западная Европа).
Герцинские орогенные гранитоиды определяют полную гамму постмагматических рудных м-ний, среди которых известны
крупные редкометальные пегматиты, альбититы, грейзены, разнообразные скарновые и гидротермальные м-ния.
Отчетливо проявлена МГ активизированных платформ, свидетельством чего могут служить пояса щелочных пород с редкоме-
34
тальной минерализацией Кольского полуострова и Норвегии, магматические сульфидные медно-никелевые м-ния в траппах Сибирской платформы, алмазоносные кимберлиты и редкометальные карбонатиты Сибирской и Африканской платформ.
Киммерийский этап намечает постепенное затухание орогенного периода. В типичном облике он проявлен вдоль приплатформенных окраин Тихоокеанского и Средиземноморского поясов
и примыкающих к ним ответвлений, например, в пределах Верхоянской складчатой области. Киммерийский этап отличается сокращением базальтоидного магматизма и обусловленного им оруденения. В типичном виде он представлен экстернидным гранитным
магматизмом как глубинных фаций с плутоногенным, так и приповерхностных фаций с вулканогенными постмагматическими м-ниями цветных, редких, благородных и радиоактивных металлов.
Альпийский этап соответствует рифтовому периоду времени
(около 100 млн. лет). Он характеризуется замиранием орогенной
деятельности и мощным развитием разломной тектоники в зонах активизации древних и молодых платформ. В альпийских геосинклиналях слабо проявлен базальтоидный магматизм, представленный
преимущественно эффузивными сериями с колчеданными м-ниями,
например, Малого Кавказа, Кипра, Японии (50—30 млн. лет). С гранитоидами орогенной стадии ассоциируют медно-порфировые м-ния Западных Кордильер и Анд (США. Мексика, Перу, Чили), Филиппин (от 50 до 4 млн. лет).
МГ разломной тектоники ярче всего проявлена в зонах активизации древних платформ и областей завершенной складчатости, а
также в третичных континентальных вулканических поясах. Одним
из наиболее ярких примеров зон разломной активизации является
протяженный пояс тектонической переработки западного края Американской платформы в Скалистых горах, несущий выдающиеся
порфировые м-ния меди (например, Бингем), молибдена (Кляймакс), метасоматические залежи свинца и цинка (Ледвил), жилы золота и серебра (50—30 млн. лет). Молодые разломы в древних
структурах также контролируют эндогенное оруденение на юге Сибири, на Кавказе, на территории Восточного Китая. Вдоль рифтовых систем Африканской платформы следуют цепи редкометальных карбонатитов и алмазоносных кимберлитов.
35
Вулканогенные пояса андезит-липаритового состава, следующие вдоль крупных разломов, накладываются на края платформ и
примыкающие облаем завершенной складчатости в пределах Тихоокеанского кольца и Средиземноморской геосинклинально-складчатой области. С ними связаны юные гидротермальные вулканогенные м-ния руд золота, серебра, местами олова и вольфрама (например, Боливийский пояс, 60—20 млн. лет).
Выделим из изложенного наиболее существенное.
1. На всем протяжении геологической истории, начиная с
Кольского этапа, отмечается необычайно выдержанная повторяемость магматических явлений, соответствующих цикличному характеру развития земной коры; каждому геологическому этапу
свойственны более ранние базальтоиды и последующие гранитоиды; соотношение гранитоидного и базальтоидного магматизма за
все время формирования земной коры качественно не менялось,
происходило лишь изменение количественных соотношений и усложнение вариаций их составов.
2. Генетические группы эндогенных рудных м-ний в соответствии с устойчивым характером магматизма в истории земной
коры не испытывали изменений; с ранних до поздних этапов геологической истории они были поразительно выдержаны: во все время
развития земной коры возникшие генетические группы и классы эндогенных м-ний не вымирали и не заменялись.
3. Применительно к цикличной повторяемости магматизма
закономерно повторялось формирование плутоногенных и вулканогенных базальтоидных и гранитоидных серий эндогенных рудных
образований, позволяющее выделять последовательные эпохи их
возникновения, идентичные по генетическому облику, иногда отличные по масштабам проявления.
4. Базальтоидные плутоногенные магматические м-ния хромитов, титано-магнетитов и сульфидных медно-никелевых руд
впервые возникли в Кольский этап (3800—2800 млн.лет) и затем
фиксировались на всех последующих этапах; вулканогенные колчеданные м-ния появились в этот же древнейший этап и повторялись
на всех позднейших этапах.
5. Гранитоидные пегматиты фиксируют все этапы гранитообразования от метаморфических образований палингенных автохтонных гранитов Кольского этапа до самых юных магматогенных
36
пегматитов аллохтонных гранитов: альбититовые, грейзеновые,
скарновые и гидротермальные рудные м-ния обнаруживаются с начала появления магматических гранитов в образованиях карельского этапа (2500—1800 млн. лет) и повторяются во всех последующих
этапах.
6. Можно наметить два главных рубежа начала эндогенного
рудообразования:
1) 3800 млн. лет — начало формирования магматических и колчеданных м-ний базальтоидной серии и метаморфогенных пегматитов; 2) 2500 млн. лет — начало образования постмагматических гранитоидных м-ний альбититовой, грейзеновой, скарновой и гидротермальной групп; конец их формирования не наступил.
7. При качественной неизменности генетических групп рудных м-ний на протяжении всей геологической истории намечаются
некоторые количественные сдвиги, Поскольку на ранних этапах
геологической истории преобладал базальтоидный магматизм, а на
поздних — гранитоидный, эндогенные рудные м-ния базальтоидной
серии превалируют в древнейшей истории земной коры. а гранитоидные — на новейших ее этапах.
Принцип актуализма в МГ. Ч. Лайел сформулировал утверждение, получившее название «принцип актуализма»: «На земной
поверхности и в земной коре всегда происходили только те геологические процессы, которые происходят в современную эпоху, причём с той же интенсивностью, с какой они происходят сейчас». В
1952 г в решении Первого Всесоюзного съезда литологи Советского Союза постановили, что они принцип актуализма не могут считать правильным, что процессы седиментации и осадочного породообразования несомненно качественно изменялись в истории Земли,
эволюционировали под влиянием развития органического мира, изменения состава атмосферы и солевого состава вод Мирового океана. Проиллюстрируем это решение доказательными примерами из
разных направлений геологии, влияющих явно на МГ.
Эволюция осадочной оболочки Земли. От архея до ныне развивался необратимый процесс увеличения площади платформы за
счёт отмирания зон орогенеза. Уменьшалась площадь распространения орогенного вулканизма и интрузивной деятельности, изменялась интенсивность процессов выветривания и выноса продуктов в
37
моря и океаны. На платформах глубина разложения пород при выветривании протекала больше, дифференциация полнее. Ряд выноса
по количеству убывает от наиболее подвижных: NaMgСaK. При
выветривании экстернидных пород: MgCaNaK. На ранних стадиях развития коры, когда площадь зон орогенеза была больше (? –
И.Х.), чем площадь платформ, преобладали процессы выноса элементов по экстернидной схеме. Воды древнего раннедокембрийского океана отличались от современной морской воды повышенным
содержанием Ca, Mg и К и более низким Na. Менялся объём осадочной оболочки. Возраст наиболее древних метаморфизованных осадочных пород достигает 3,8 млрд. лет. Вероятно, существовали и
более древние осадки.
Подъём нижней границы осадочной оболочки был обусловлен
процессами регионального метаморфизма и гранитизации осадков.
Области проявления этих процессов сокращались с орогенезом от
цикла к циклу с конца архея. Максимумы накопления терригенных
формаций (и континентальных) приходятся на заключительные стадии каледонского, герцинского и альпийского циклов, соответствуя
регрессии морей. Максимумы образования карбонатов охватывают
срединные стадии циклов, эпохи крупных трансгрессий относительно медленных поднятий областей размыва и погружения областей
накопления осадков. Последовательно сокращались площади выходов на поверхность основных эффузивов и рост площади осадочных
пород. С усилением процессов гранитизации и последующей эрозии
древних складчатых областей площадь их выходов на поверхность
возрастала и достигала максимума до начала позднего протерозоя.
Затем происходило постепенное её сокращение вследствие перекрытия кристаллического фундамента платформенным чехлом
позднепротерозойских и более молодых осадков. В результате изменялся состав терригенных продуктов выветривания и растворов, выносившихся из областей эрозии континентов во внутриматериковые
водоёмы. Это, в свою очередь, повлияло на эволюцию состава осадков и химического состава вод океанов.
В позднем архее всех континентов среди вулканических пород
преобладали коматииты и пикриты с MgO от 20 до 32%. Их выветривание определило резкое преобладание в водах Мирового океана
на протяжении архея и протерозоя магния над кальцием. Было возможно нормальное химическое осаждение доломита, а местами и
38
магнезита. Поэтому доломитовые толщи преобладают во всех разрезах докембрия над известняками. Доломит оставался нормальным
морским осадком включительно до триасового периода, позже выпадая только в эвапоритовых бассейнах и став продуктом литогенеза. В раннем докембрии нет заметного количества эвапоритов. Гипсы и ангидриты появились в значительных объёмах лишь во второй
половине раннего протерозоя, а каменная соль – в позднем протерозое. Наиболее интенсивно эвапориты накапливались в фанерозое.
Содержание натрия снижается в осадочных породах от архея до мезозоя. Концентрация калия растёт вплоть до раннего палеозоя, а затем резко снижается в более молодых осадках. Переработка осадков
в повторных циклах выветривания и седиментации привела в конце
палеозоя, мезозоя и кайнозоя к очищению песков и глин от калия в
результате разрушения калиевых полевых шпатов и замещения гидрослюд монтмориллонитом в глинах.
На фанерозойском этапе возрастала роль древних осадочных
пород как источника материала для более молодых осадков, а значение эффузивов и гранитоидов постепенно снижалось. Уменьшение
вклада основного эффузивного материала в седиментацию выразилось очищением осадочных пород от железа. Накоплению джеспилитов в раннем протерозое предшествовал период длительной экзогенной переработки материала архейских эффузивно-осадочных серий, изначально содержащих большое количество железа. Это запечатлено и в повышенном уровне среднего содержания железа в ранне-протерозойских глинистых толщах. Глинистые породы к мезозою и кайнозою снизили содержание железа вдвое. Этот процесс сопровождался разделением железа и марганца. Железо окисляется
легче, чем марганец, и по мере роста содержания свободного кислорода в атмосфере переходило в малоподвижную трёхвалентную
форму, и марганец оставался в растворе. В результате в самом конце фанерозоя (палеогене) возникли крупнейшие на континентах месторождения марганца, почти полностью лишённые примесей железа, и крупные месторождения железа, очень бедные марганцем.
Происходило общее увеличение содержания органического
углерода, отношения сульфатной к сульфидной сере, окисного железа к закисному. То есть нарастала интенсивность окислительных
процессов, в атмосфере увеличивалась концентрация свободного
кислороды, уменьшалось количество СО2, росло содержание азота.
39
Эволюция процессов литогенеза. До появления наземной растительности (т.е. ранее позднего девона) не могли возникнуть залежи каменного угля. Широкое распространение писчего мела в осадках мелководных эпиконтинентальных морей второй половины мелового периода и начала палеогена было связано со вспышкой развития кокколитофорид. Позднее им на смену пришли другие группы микроорганизмов и образование писчего мела прекратилось. Диатомовые водоросли с кремнёвым скелетом впервые появляются в
поздней юре. Их расцвет в холодных морях падает на вторую половину мелового периода и палеоген. В это время появляются такие
породы, как опоки и трепела, содержащие до 98% органогенного
кремнезёма. Современные диатомовые илы океанического пояса вокруг Антарктиды содержат не более 47% органогенного кремнезёма
и не могут быть признаны аналогами палеогеновых трепелов ни по
составу, ни по глубине образования.
Современный пояс латеритного выветривания с массовым
накоплением на обширных пространствах свободного глинозёма
мог образоваться только после появления в середине мелового периода покрытосеменной растительности и возникновения высокопродуктивной формации вечнозелёного переменно влажного тропического леса с очень низким рН почвенных вод в сезоны дождей.
Поэтому поиски элювиальных бокситов в более древних красноцветных корах выветривания неизбежно кончались неудачей.
Фосфатонакопление отмечено 80 фосфоритоносными бассейнами (далее ФНБ) с более чем 700 месторождениями. Максимумы
запасов приходятся на венд и ранний кембрий, раннюю пермь, поздний мел и ранний палеоген. Основные закономерности возрастного
размещения основных типов фосфоритовых руд – мелкозернистых,
зернистых, желваковых и ракушечных изложены ниже.
1) ФНБ и фосфоритовые месторождения (ФМ) микрозернистого преимущественно развиты в докембрии и раннем кембрии, а также в ранней перми. Основные запасы микрозернистых руд приурочены к венд-кембрийской эпохе. Учтённые ресурсы фосфоритов в
бассейнах этого возраста 7,06 млрд.т Р2О5, что свыше 66% мировых
запасов микрозернистых руд. Остальная часть накопилась в ранней
перми в одном крупном ФНБ Фосфория.
2) ФНБ и ФМ зернистого типа появились в ордовике и карбоне, но эпоха массового формирования зернистых фосфоритов насту-
40
пила в меловой период и продолжалась на протяжении всей последующей истории. 77% мировых запасов зернистых руд образовались в мелу и раннем палеогене Средиземноморского пояса. Эта
эпоха преимущественно зернистого типа руд, хотя на Русской платформе в верхней юре и мелу развиты только желваковые фосфориты.
3) ФНБ и ФМ желвакового типа впервые появляются в ордовике Сибирской платформы в отложениях с возрастом 450 млн. лет.
Основное же время их образования – юра и меловой периоды (19080 млн.т). Главная масса желваковых фосфоритов накопилась в мелу (2,57 млрд. т Р2О5 – почти 95% общемировых запасов этого типа).
Мел-раннепалеогеновая эпоха глобального фосфатообразования отличается преимущественным накоплением зернистых и желваковых
фосфоритов.
4) ФНБ и ФМ ракушечного типа существовали только в ордовике и силуре.
В ордовике и силуре ракушечные фосфориты накапливаются в
эпиконтинентальных морях древних континентов. В палеозое ФНБ
располагались преимущественно в экстернидных прогибах и в соседних с океанами эпиконтинентальных платформенных водоёмах,
изолированных от океана. В мезозое ФНБ стали внутриконтинентальные огромные моря, иногда отстоящие далеко от океана. Во
второй половине кайнозоя фосфоритообразование происходило
главным образом в шельфовых зонах современных океанов. На протяжении кайнозоя граница максимального широтного развития областей фосфоритообразования смещалась к экватору вследствие
прогрессировавшего похолодания.
Примеры подобного приведённым типа рассматривались и по
рудным м-ниям. Они могут быть умножены эволюцией образования
сульфатов, хлоридных солей и многими иными. Заключим этот обзор элементами эволюции терригенного осадконакопления, ибо с
ним связаны остаточные и россыпные м-ния.
Мощные молассовые формации, свидетельствующие о длительном горообразовании в соседних областях, появились только в
рифее. В отложениях более древнего возраста известны только маломощные конгломераты мономиктового или олигомиктового состава, образовавшиеся как базальные слои в основании трансгрессивных серий морских осадков. Мощность молассовых формаций и
41
размеры валунов в грубообломочных комплексах этих формаций
увеличиваются с приближением к неоген-четвертичному орогенному этапу, что говорит и о продолжающейся эволюции одного из
глассов терригенных формаций. Для экстернидных разрезов позднего протерозоя или рифея всех континентов характерно присутствие
мощных толщ чистых кварцитовых песчаников, исчезающих в разрезах фанерозойских геосинклиналей.
Континентальные красноцветные формации считаются продуктом аридного климата. Однако до позднего девона наземной растительности практически не было, отсутствовал материал для восстановления железа, и поэтому континентальные терригенные формации даже в гумидных областях оставались красноцветными. Такие красноцветные гумидные формации обнаружены в верхнем протерозое и нижнем палеозое. В них нет карбонатов, но есть тонкие
прослои и линзочки гематита. С появлением наземной растительности гумидные формации красноцветов исчезли.
Приведённые сведения однозначно свидетельствуют о необходимости при решении конкретных задач анализировать и геологическое прошлое площади, о недопустимости прибегать только к
сходным внешне примерам или к стандартным представлениям.
МГ интернидно-экстернидных и
платформенных областей
(платформ, орогенных зон, областей тектономагматической активности), рудные и интрузивные комплексы
Главные структурные элементы земной коры.
В пределах континентального блока земной коры отчетливо выделяются четыре крупные группы главных структурных элементов,
резко отличных между собой по геологическому развитию, геологическим формациям, развитым в их пределах, МГ особенностям и особенностям строения тектоносферы: экстернидно-складчатые области,
платформы, области тектоно-магматической активизации и срединные массивы.
В пределах каждого главного структурного элемента выделяются структуры более низких рангов.
Указанные главные структурные элементы развиваются всегда строго направленно; причем одной из важнейших особенностей их развития
42
является тенденция к усложнению эволюции однотипных элементов во
времени: «самой общей тенденцией в развитии литосферы в течение
геологической истории являлась тенденция к усложнению и нарастанию дифференцированности, ее структуры, движений и деформаций
во всех измерениях  по вертикали, т, е. в направлении земного радиуса, по площади и во времени» [Хаин, 1968].
Главные геоструктуры земной коры существенно различаются
по МГ обстановкам и преобладающим процессам рудогенеза и их
продуктам. В этих геоструктурах В.И. Смирнов выделяет следующие главные МГ обстановки: дно океанов, интернидные, экстернидные, параорогенные (вторично интер- или экстернидные), не активизированные и активизированные платформы.
Дно Мирового океана повсеместно молодое, максимальный
возраст его около 100 млн. лет; орогенные структуры уверенно распознаются в пределах фанерозоя; платформы подверглись в различной мере, но всё же значительному воздействию в фанерозое. Сосредоточенные здесь полезные ископаемые в большинстве своём по
объёму и разнообразию образованы в фанерозойское время. Поэтому основное внимание здесь уделено МГ фанерозоя.
МГ обстановки могут одновременно существовать в различных частях Земли и сменять друг друга в ее геологической истории.
Специфика дофанерозойского развития земной коры заключается в существовании обстановок, не имеющих полных аналогов на
последующих этапах. В частности, в архее выделяются протоконтинентальные обстановки (древнейшие гранитогнейсовые ядра) и зеленокаменные пояса – прообразы позднейших интернидов; в протерозое – гранитогнейсовые основания, чехлы протоплатформ и зоны
протоактивизации.
На базе разработок Г.М. Власова, В.Н. Козеренко, В.И. Смирнова, Г.А. Твалчрелидзе с учетом палеотектонической позиции и характера сочетания (сопряженности) различных тектонических единиц МГ обстановки группируются следующим образом:
А. Океанические.
A.I. Дно океанов,
43
Б. Переходные от океанических к континентальным (окраинно-континентальные).
Б.1. Орогенно-складчатые системы восточноазиатского типа,
отделенные от океанического дна желобом, эти обстановки объединяют латеральный ряд сопряженных и сближенных по времени развития элементов: интерниды, достигающие островодужных стадий
развития; срединные массивы (порой отсутствующие); окраинно
континентальные прогибы с экстернидным режимом развития; краевые вулкано-плутонические пояса, накладывающиеся с активизацией на основание любого состава и возраста.
Б.2. Орогенно-складчатые системы андийского типа, в которых за желобом в сторону континента располагается ряд элементов:
интерниды, достигающие островодужных стадий; вторичные параинтерниды; вулкано-плутонические пояса; экстерниды.
В. Континентальные и внутриконтинентальные.
В.I. Ф у н д а м е н т п л а т ф о р м и его выступы — щиты, в котором выделяются гранитогнейсовые ядра, зеленокаменные пояса,
протоплатформенные чехлы, зоны протоактивизации с проявлениями активизации и не активизированные.
В.2. Платформенный чехол – ативизированный и не активизированный.
В.3. В н у т р и к о н т и н е н т а л ь н ы е э к с т е р н и д н ы е с и с т е м ы,
состоящие из ряда элементов: первичные интерниды; вторичные
интерниды; вулкано-плутонические пояса; тыльные прогибы с режимом развития, близким к экстернидному.
Дополнительно к названным по А.Д. Щеглову целесообразно
обособить зоны тектоно-магматической активизации (ЗТМА).
Г.1 Зоны отражённой тектоно-магматической активизации
(ЗОТМА) и
Г.2 Зоны автономной тектоно-магматической активизации
(ЗАТМА).
Позже рассмотрим их подробнее.
МГ океанов
Пространство Мирового океана разделяется на континентальные шельфы и склоны – 15,3%; континентальные возвышенности —
5,3%; абиссальные равнины  41,7%; океанические хребты и подня-
44
тия - 32.6%; обособленные вулканические сооружения и их группы
- 3,2%; глубоководные желоба и сопряженные с ними хребты 3,7%.
Происхождение этих зон связывается с процессами спрединга
— разрастанием океанической коры в срединно-океанических хребтах, Одиночные вулканические сооружения либо их. группы, расположенные вне зоны спрединга, рассматриваются как результат воздействия мантийных горячих точек на мигрирующие плиты океанической коры. Области сопряжения океанических и континентальных
плит разделяются на пассивные и активные. В первом случае возникают обширные континентальные шельфы и склоны, иногда осложненные поднятиями, Поддвиги океанических плит под континентальные либо океанические плиты сопровождаются формированием зон субдукций, с которыми пространственно связаны глубоководные желоба, островные дуги и задуговые (окраинные) бассейны.
В соответствии с базовыми положениями тектоники плит основные МГ процессы реализуются в срединно-океанических хребтах и в зонах активных континентальных окраин — в обстановках
островных дут, окраинных бассейнов и краевых частей континентов. Концепция новой глобальной тектоники предполагает циклическое развитие земной коры со следующими главными стадиями:
а) предварительная стадия (рифтовый тип развития) — формирование внутри континентальных рифтовых систем;
б) молодая стадия (тип Красного моря) — возникновение раздвига с
миграцией плит от оси рифтовых зон (спрединг) и появлением новообразованной океанической коры;
в) зрелая стадия (атлантический тип) — расширение океанической
коры от зон спрединга при пассивной границе океанического ложа с
континентами;
г) стадия поглощения (тихоокеанский тип)  возникновение зон
субдукции на границах континентов с океанической корой и поглощение океанической коры;
д) заключительная стадия (тип Средиземного моря)  продолжение
субдукции океанической коры при затухании активности зон спрединга и сближении краев континентов вплоть до смыкания;
45
е) фанерозойские складчатые интернидные области: замкнутая стадия (гималайский тип) — столкновение двух континентов с возникновением межконтинентального орогенного пояса.
Продукты рудогенеза, установленные на дне Mирового океана, принадлежат к трем основным группам:
а) образованные в континентальной либо прибрежно-морской обстановке и оказавшиеся в подводных условиях вследствие трансгрессии; такие объекты известны на шельфах, но могут располагаться и на больших глубинах;
б) образованные либо преобразованные в прибрежно-морской зоне
за счет волноприбойной деятельности и частично либо полностью
затопленные;
в) образованные на дне океана и представляющие собственно океанические процессы рудогенеза.
М-ния первой группы характеризуют собственно континентальную МГ. М-ния второй группы представлены россыпями в прибрежных и шельфовых зонах. К третьей группе относятся субмаринные скопления фосфоритов, железо-марганцевых конкреций и
сульфидных руд.
Прибрежно-морские и морские россыпи в подавляющем большинстве случаев отражают МГ- специализацию прилегающих участков континентов. Формированию россыпей обычно предшествует
возникновение аллювиальных скоплений тяжелых минералов, хотя
нередка и их аккумуляция непосредственно после высвобождения
из коренных пород при выветривании. Образование и распространенность россыпи зависит от равновесия между скоростями колебаний уровня моря и поступлением обломочного материала.
Ильменит-рутил-циркон-монацитовые россыпи известны на
побережьях Индийского (Индийском, Южно-Африканском, Австралийском, о-вов Шри-Ланка и Мадагаскара) и Атлантического (побережье Флориды, Бразилии) океанов. Наиболее значительные россыпи олова установлены на побережье Индонезии, Малайзии, Таиланда – в континентальных и островных частях этих стран. Большинство россыпей Индонезии – переработанные либо частично переработанные россыпи затопленных древних речных долин. Магнетитовые
и титаномагнетитовые пески известны во многих прибрежно-
46
морских зонах. Крупные скопления песков развиты на западном побережье Северо-Американского континента. Магнетитовые пески
интенсивно эксплуатируются в Японии на о-вах Хонсю и Хоккайдо.
Россыпи золота разрабатывались на о. Лусон (Филиппины). Пляжевые и террасовые россыпи золота на п-ове Сьюард (Аляска) протягиваются на 5 км при ширине до 90 м. Платиноносная россыпь с
промышленными содержаниями платиноидов на Аляске на берегу
Берингова моря эксплуатировалась несколько десятков лет. Kpyпные запасы хромитов в россыпях (более 30 млн. т) известны на континентальном шельфе шт. Орегон (США) на глубинах от 18 до 160
м, на пляже и береговых террасах. В этих россыпях  около 200 т
золота и 10 т платиноидов.
Главные источники тяжёлых минералов в прибрежных россыпях – их аллювиальные скопления. Часть минералов накапливается
в таких россыпях после высвобождения при выветривании.
Ф о с ф о р и т ы и ф о с ф о р н ы е о т л о ж е н и я с содержаниями Р2О5 от 10 до 30% выявлены на континентальных окраинах и подводных поднятиях. Значительные масштабы фосфоритоносности установлены близ западной окраины Южно-Американского континента, восточной Северо-Американского, южной  Африканского.
Ж е л е з о – м а р г а н ц е в ы е к о н к р е ц и и содержат Ni,
Cu и Co в значительных концентрациях. 06щие запасы металлов в
них оцениваются: Fe — 17.1010т, Mn — 7.1010 т, Ni – 2,3109 т, Cu –
1,5.109 т, Co – 1.109 т. Ресурсы цветных металлов в конкрециях существенно превышают их запасы в м-ниях на континентах.
По данным В. Маккелви, в железо-марганцевых конкрециях
установлены следующие содержания основных металлов (в %, в
скобках — число станции наблюдения):
Mn (2378).. ................................. 18,60
Cu (2368) ……………………….. 0,45
Fe (2374) …............................. 12,47
Cо (2284) …….... ………. ……… 0,27
Ni (2383) …….............................. 0,66
Средняя глубина наблюдений – 4210 м (по 2277 станциям),
Средняя плотность распространении – 10,9 кг/м2 (по 344 станциям).
47
В конкрециях повышены содержания ряда рудных элементов.
В некоторых из них установлены (мг/т): Pt – 125-50; Pd – 2,5-10; Ir
– до 23; Ru – 5-20; Rh – до 200; Au – до 8.
Конкреции представляют собой полиминеральные агрегаты
субмикроскопических минеральных фаз, среди которых преобладают тодорокит, манганит, бирнессит, вернадит, гидроксиды железа
(гётит, лепидокрокит, ферроксигит и др.), филлипсит.
При оценке промышленной значимости конкреций учитывается плотносгь их pacпространения (в кг на 1 м2 дна), содержания Mn,
Ni, Сu, Co. а также  (Ni+Co).
Жeлезо-марганцeвые конкреции обнаружены на значительной
площади дна Мирового океана при широких колебаниях плотностей
и содержаний основных металлов. В распределении конкреций и колебаниях их состава установлена зависимость от широты. Выделяются симметричные экватору зоны между 10° и 40° северной и южной широты. К экваториальной зоне наблюдается резкое падение
содержаний Mn, Ni, Cr. Максимальные концентрации Ni + Cu (от
2,5 до 3.5%) установлены на глубинах 3,5 – 6 км. Содержания Со не
обнаруживают отчетливой зависимости от глубин океана.
Наибольшие скопления конкреции обнаружены в зоне Кларион-Клиппертон (ограниченная одноименными субширотными
разломами, расположена между Гавайскими островами и СевероАмериканским побережьем, 110 – 1600 западной долготы). IIлотность расположения конкреций здесь от 8,45 до 11,94 кг/м2, На площади 2,25 млн км2 этой зоны масса конкреций составляет 7,75.109 т
при высоких содержаниях основных компонентов.
Здесь установлены для железо-марганцевых конкреций средние содержания основных металлов (указаны в %, в скобках — число станций наблюдения) :
Мn (362) ............. 25.43
Мn:Fe ( 359) ………......……..4.38
Fe (359). ............. 6,66
Ni :Mn (362) .........…………...0,05
Ni (366}. ............. 1,27
Cu:Mn (J62) ..:......……………0,04
Сu (366) .............
1,02
48
(Ni+Cu):Mn (362) ......………..0.09
Ni+Cu (366). .......... 1,29
Co:Mn (319) ………….…...... 0,009
Со (323) ...........……0,22
Mo:Mn (93)….……………… 0,002
Mo (93) …............... 0,05
Сu:Ni (366)...........……………0,8
Несколько значительных по размерам зон развития конкреций с содержаниями (Ni + Со) более 1% выделено в Тихом океане к
северу и к югу от экваториальной зоны.
Кобальтоносные железо–марганцевые
корки обнаружены на подводных возвышенностях и их склонах.
Сложены они вернадитом и гидроксидами железа, на подводных
террасах Гавайского архипелага содержат 1.15% Со, 0.35% Ni,
0,05% Сu, а на поднятиях между Гонолулу и Самоа - 2,5% Со, 0,8%
Ni. В районе Гавайского архипелага и островов Джонстон-Пальмира
ресурсы Со в конкрециях оценены в 6,9 млн т, никеля 3.9 млн т, меди 0,5 млн т, марганца 189 млн т.
С у л ь ф и д н ы е р у д ы на дне Мирового океана известны в трех главных обстановках:
в океанических хребтах, отождествляемых с осевыми частями зон
спрединга, и сопряженных с хребтами поперечных к ним океанических рифтов (Восточно-Тихоокеанское поднятие, хребет Хуан де
Фука, Галапагосский рифт),
в сопряженных с зонами спрединга окраинно-континентальных прогибах (Калифорнийский залив — бассейн Гуаймас);
в межконтинентальных рифтах, рассматриваемых как молодые океанические бассейны (Красное море).
Массивные сульфидные руды выявлены в первых двух обстановках в различных по морфологии скоплениях.
На Восточно-Тихоокеанском поднятии известны два морфологических типа скоплений сульфидов. Первый, наиболее pаcпpocтранённый и приуроченный к осевому грабену, представлен конусообразными телами высотой от 1 до 25 м, тяготеющих к гидротермальным центрам с поперечником около 50 м. Второй тип установлен за пределами грабена, на склоне базальтового вулкана с попе-
49
речником основания около 6 км и высотой 350 м: здесь расположено пластообразное сульфидное тело размером в плане 400х800 м.
Руды отличаются весьма высокими содержаниями цинка, умеренными – меди и свинца.
Исследователи считают, что трубы и холмы – это частные, временно существующие элементы рудных тел, в конечных стадиях
становления обретающие линзовидную форму.
В составе руд Восточно-Тихоокеанского поднятия и хребта
Хуан-де-Фука преобладают сфалерит и вюртцит, сопровождающиеся ангидритом, баритом, опалом, пиритом.
В зоне Галапагосского рифта известна сульфидная залежь
протяженностью около 1000 м при ширине 200 м и возможной мощности 35 м. В рудах преобладают пирит и марказит (85%); сфалерита и халькопирита мало, содержания Zn менее 1%, Cu — до 10%.
Сульфиды скапливаются в полях функционирующих либо
«умерших» гидротермальных источников. Обычно гидротермы выводятся через трубообразные либо конусовидные сульфидные сооружения с образованием над ними плюмажных ореолов. Температура выводимых растворов достигает 380оС; они содержат до 100
г/т железа и несколько граммов на тонну цинка и меди.
Железоокисные осадки на тех же площадях, что и скопления
сульфидов, рассматриваются или как продукты субмаринного окисления сульфидных руд, или как окисные фации продуктов рудоотложения, формирующиеся на удалении oт выводных каналов.
В зонах со скоростью спрединга 3 см/год излияние высокотемпературных растворов, формирующих скопления сульфидов,
проявляется с периодичностью 102 -104 лет при длительности 102 104 лет.
Условия бассейна Гуаймас сопоставимы с формационными
обстановками терригенных колчеданоносных провинций, хотя прямые аналогии сомнительны, поскольку имеются и иные интерпретации.
Бассейн Гуаймас представляет одну из депрессий на дне Калифорнийскою залива, в осевой части которого предполагается продолжение спрединговой зоны. В Калифорнийском окраинно-конти-
50
нентальном рифте со скоростью спрединга 6 см/год вулканизм подавлен интенсивным континентальным сносом – формирующимся
шлейфом конуса выноса р. Колорадо. В бассейне Гуаймас мощность
отложений составляет 400 м; скорость накопления глинистого, карбонатно-глинистого и органогенно-глинистого материала, в котором располагаются силообразные тела основного состава, оценивается в 0,1-0,2 см/год. На площади около 12 км2 выявлено более
100 скоплений сульфидов в виде холмов высотой до 20 м, увенчанных постройками в форме пагод. В осадочных породах известны
прожилково-вкрапленные руды, вероятно, на участках подавления
восходящих гидротермальных потоков накапливающимися осадками. В насыщенных органикой осадках происходят процессы с образованием нефти и газа, мигрирующих в морскую воду.
С у л ь ф и д о н о с н ы е и л ы выявлены в осевой части
Красного моря в ряде впадин (Атлантис-II, КебРит, Гипсум, Вема,
Нереис, Тетис, Чэйн, Шагара). Наиболее промышленно значимы во
впадине Атлантис II, расположенной на широте Джидды.
Красное море рассматривается как межконтинентальный рифт
в стадии молодой океанической впадины. Сопоставление Красноморского рифта с колчеданоносными провинциями геологического
прошлого интерпретируется неоднозначно. Эта обстановка сульфидонакопления не должна отличаться от спрединговых зон океана,
хотя специфика рудоотложения во впадинах Красного моря признается многими исследователями.
Осевая часть Красноморскиго рифта обладает сложным рельефом. В ней обнаружено 17 впадин, большинство их заполнено рассолами, а часть содержит металлоносные осадки либо металлоносные илы.
Впадина Атлантис-П, находящаяся да глубине более 2000 м,
занимает площадь 56 км2. Она заполнена горячими рассолами, граничащих с нормальной морской водой, обладает температурой 44—
60°С и соленостью 13,5%. Для нижнего, придонного слоя с температурой 56—60°С характерна соленость 25,7%, Рассолы нижнего слоя
располагаются на илах окисно-силикатной фации, сменяются с глубиной железо-окисной, a затем сульфидной, Moщность слоя илов
51
первых двух впадин 7—8 м, сульфидной - около 1 м. В донной части впадины залегают сульфидно-обломочные и обломочные фации.
Десятиметровый слой илов впадины Атлантис-11 содержит
29% Fe, 3,4% Zn, 1,3% Cu, 0,1% Рb, 54г/т Ag, 0,05 г/т Au; ресурсы
составляют: Zn 2,9 млн т, Сu 1 млн т, Рb 0,8 млн т; Ag 45001, Аu 45
т. Работы 3. Мустафы и соавторов выявили колебания в содержаниях металлов разных частей впадины: Fe – 21,8-30,1; Zn – 0,89-6,03;
Сu – 0,21-0,84; S – 1,2-5,5%, Ag – 50-110 г/т. Ими запасы Zn определены в 2 млн т, Cu 0,4 млн т, Co 5000 т, Ag 4000 т, Au 80 т.
Основные рудообразующие минералы — пирит, халькопирит,
сфалерит, галенит, гидроксиды железа, манганосидерит, ангидрит,
смектит, карбонаты, манганит, сидерит, родохрозит, лепидокрокит,
гипс. Размещение минералов и содержаний основных pyдooбpaзyющиx элементов зависит от рельефа дна впадины Аглантис-II.
Металлоносные илы во впадине Атлантис-П вынудили pазработку конвективной модели субмаринного сульфидонакопления, в
дальнейшим широкое применявшейся для объяснения генезиса месторождений колчеданного семейства.
Красноморский рифт – функционирующая геотермальная
спрединговая система, где морские воды при миграции по разломам
через эвапориты становятся высоко солеными. Циркуляция нагретых вод через базальты и метаморфические породы основания
рифта выщелачивает рудообразующие элементы и выносит их с разгрузкой во впадинах.
Общие закономерности размещения продуктов современного
субмаринного сульфидообразования рассмотрел II. Рона. Известные
в настоящее время 55 участков с сульфидными рудами располагаются в глобальной системе срединно-океанических хребтов и рифтов, протягивающейся через океанические бассейны. Скопления
сульфидов оценены как продукты гидротермальных систем, существующих в центрах спрединга. Функционирование последних определяется глубинным теплом, вызывающим конвекцию морских вод
в проницаемых породах (преимущественно вулканогениых) океанического ложа.
52
Обстановки накопления субмаринных сульфидов различают
по полускоростям спрединга. К гидротермальным центрам с полускоростями спрединга не более 2 см/год отнесены сульфидные илы
Красного моря и ряд участков Срединно-Атлантического хребта.
Полускоростям спрединга более 2 см/год отвечают обстановки Калифорнийского залива, Восточно-Тихоокеанского поднятия и хребта Хуан-де-Фука. Для них характерна большая повторяемость эрyптивных циклов при их кратковременности в 100-10 000 лет. Вo всеx
обстановках наиболее благоприятны для рудонакопления депрессионные структуры, сопряженные с высоко проницаемыми выводными каналами. Возможно существование скоплений сульфидов в виде жильных и прожилковых руд в выводных каналах без пластовых
и близких к ним залежей в случаях рассеивания рудного вещества в
придонных водах.
Рудоносные флюиды над каналами их выведения в придонной
части океана уже в 10—20 м выше устья источника в океанических
водах формируют вихревой конус высотой до 200 м, расширяющийся до 500 м в поперечнике. Конус переходит в плюмаж высотой около 200-500 м, растягиваемый придонными течениями на 5 – 10 км.
Подобные плюмажи могут быть оторванными от источника, а при
изменении физико-химических условий могут поставлять рудное
вещество в осадок в рассеянных концентрациях. Мигрирующие
плюмажи, выявляемые по аномалиям температур и солености, при
импульсно-прерывистом выведении гидротерм могут создавать
ложную картину множественности функционирующих гидротермальных центров.
С субмаринной гидротермальной деятельностью связывается
возникновение железистых и марганцевых осадков, известных
вблизи спрединговых центров во впадинах Красноморского и Галапагосского рифтов, а также на участках Восточно-Тихоокеанского
поднятия. Кроме Mn и Fe, в этих отложениях содержатся Zn и Cu
(от десятков грамм на тонну до долей процентов), Ni и Co (десятки—сотни грамм на тонну).
53
В целом, наиболее активные МГ-процессы в Мировом океане
контролируются современным субмаринным вулканизмом, особо
интенсивным в спрединговых зонах.
В ряде мест Мирового океана драгированием обнаружены обломки перидотитов с хромитами, амфиболитов с пирит-халькопирит-ильменитовой минерализацией, основных лав с вкрапленностью
сульфидов, что свидетельствует о потенциальной перспективности
океанического дна на руды плутоногенного и вулканогенного происхождения.
При современной изученности металлоносность океанического ложа представляется весьма низкой. Главные продукты рудогенеза на дне океана – железо-марганцевые конкреции и скопления
сульфидов. В.И. Смирнов и другие исследователи объясняют низкую металлоность дна слабой дифференцированностью океанических магматических комплексов и связывают перспективы Мирового океана на эндогенные руды лишь с участками, сложенными дифференцированными магматическими породами.
МГ ОРОГЕННО-СКЛАДЧАТЫХ СИСТЕМ
Закономерности тектонического, магматического и металлогенического развития.
Современные достижения в области прогнозно-МГ исследований в орогенно-складчатых системах в значительной мере связаны с
широким использованием методов формационного анализа, позволяющих реконструировать палеотектонические и геодинамические
обстановки периодов рудообразования и на этой основе решать задачи прогноза новых МГ зон и рудных pайонов.
Методологические основы формационного анализа определяются двумя главными геологическими закономерностями: возникновением тех или иных геологических формаций при достаточно
определённых режимах развития земной коры, т.е. в определённых
палеотектонических и геодинамических обстановках; вхождением
м-ний той или иной рудно-формационной принадлежности в качестве естественных составляющих в определённые геологические формации либо их сочетания.
54
Изложение peзультатов формационных исследований с палеотектоническими интерпретациями, как правило, осложняется отсутствием общепринятой понятийной базы, что связано с разрывом между темпами развития формационных и тектонических разработок
и темпами формирования эквивалентной терминологии. Соответственно, многие авторы, если они стремятся к пониманию их исследователями, вынуждены пользоваться как "кайнотипными" терминами
новой глобальной тектоники, так и терминами, родившимися и закрепившимися в периоды становления классических геотектонических концепций.
Реконструкции обстановок — это реконструкции, а наблюдаемые участки земной коры того или иного строения — объективная
реальность. Любые интерпретационные модели – субьективны и в
разных моделях неизбежны. Сочетание достижений разновременных парадигм означает и выведение на один уровень различий этих
парадигм. Излишнее внимание этим различиям, столкновению их
нерационально и непродуктивно. Очевидно, что любые реконструкционные, и собственные описательные подходы обладают той долей
правомочности, которая равноценна избранной цели исследования.
УСЛОВИЯ ОБРАЗОВАНИЯ М-НИЙ
С ПОЗИЦИИ ОРОГЕННЫХ КОНЦЕПЦИЙ
Геосинклинальная, или фиксистская, концепция развивалась
больше 100 лет и накопила огромный объем фактов и статистических закономерностей. Им посвящено множество публикаций. Знания, изложенные в них не должны пропасть, особенно то, что не
потеряло своего значения и геодинамической концепции. Поэтомуцелесообразно кратко осветить то, что может быть востребовано
в МГ. Наиболее полно геосинклинальная парадигма изложена в
трудах Ю. А. Билибина, а затем – В. И. Смирнова. Идеи рудогенеза
поддерживали и развивали –Е.Т. Шаталов, В. Н. Козеренко, Ю. Г.
Старицкий, А. Д. Щеглов и многие другие. Эта концепция в земной
коре выделяла три типа глобальных структур: геосинклинали, платформы и области ТМА.
Геосинклинальные системы — считались генераторами подавляющей массы эндогенных м-ний полезных ископаемых. В развитии геосинклиналей выделялись три стадии: раннюю, среднюю и
позднюю (рис. ).
55
Puc.1 Схема расположения магматических формаций и связанных с ними м-ний полезных ископаемых
ранней (а), средней (б) и поздней (в) стадий геосинклинального развития.(По В.И.Смирнову). Формации: 1 — перидотитовых и габбровых пород с магматическими м-ния-ми хромитов, титаномагнетитов и платиноидов, 2 — плагиогранит-сиенитов со скарновыми м-ниями железа и меди, 3— гранодиоритов со скарновыми и
гидротермальными м-ниями редких, цветных металлов и золота, 4
— гранитов с пегматитовыми, альбититовыми и грейзенокварцевыми гидротермальными м-ниями редких металлов, 5 — малых интрузий с гидротермальными м-ниями цветных, редких, благородных и радиоактивных металлов; 6 — субмаринных вулканических базальт-липаритовых и порфиритовых пород с метасоматическими и вулканогенно-осадочными м-ниями цветных металлов и
оксидных руд железа и марганца; 7 — осадочные, преимущественно
терригенные породы, 8 — осадочные породы со значительной долей
карбонатных осадков, 9 —породы субстрата, 10 — зоны дробления, 11 — м-ния.
56
Сопоставление понятий геосинклинальной парадигмы и геодинамических построений весьма условно и приближенно.
I. Ранняя (начальная, доскладчатая, доорогенная, рифтогенная, инициальная, собственно геосинклинальная, в геодинамике интернидная) стадия охватывает интервал времени от заложения
геосинклинали до главных фаз складчатости, приводящих к инверсии геосинклинального режима. В это время возникают глубинные
расколы, проникающие в подкоровое пространство, по которым поступает магма. Вдоль расколов в прогибающемся дне геосинклинального прогиба накапливаются мощные толщи вулканогенноосадочных пород, пронизанные интрузиями ультраосновного и основного составов, формирующими офиолитовые комплексы, которые при метаморфизме преобразуются в зелено-каменные пояса.
II. Гидротермальные м-ния цветных, редких.благородных и радиоактивных металлов формации малых интрyзuй и поздней эффузивной формации
В раннюю стадию формируются четыре магматические формации:
1) базальт-липаритовая субмаринная (спилит-кератофировая).
С ней ассоциируют гидротермальные колчеданные Cu-Zn-Pb-вые и
оксидные Fe-Mn-вые м-ния;
2) перидотитовая с магматическими м-ниями хромитов и платиноидов (Os и Ir);
3) габбровая с магматическими м-ниями титаномагнетитов и
также платиноидов (платины и палладия);
4) плагиогранит-сиенитовая со скарновыми м-ниями железа и
меди.
Помимо магматических выделяются пять осадочных формаций:
1) обломочная (конгломераты, алевролиты, глины) — используются в качестве строительных материалов;
2) карбонатная (известняки и доломиты), с которой ассоциируют м-ния лимони-тов, карбонатно-оксидных руд марганца, залежи
бокситов и фосфоритов;
3) шамозитовая с силикатными рудами железа и марганца;
4) кремнистая (или яшмовая) (главным образом роговики) с
убогой железо-марган-цевой минерализацией;
5) битуминозная (или аспидная), состоящая из сланцев с органической и рассеянной рудной минерализацией (V, U, Fe, Cu, Zn,
Mo, Au и другие элементы).
П. Средняя (соскладчатая, предорогенная) стадия приходится
на период главных фаз складчатости. Происходит смена режима
57
прогибания воздыманием в форме центрального поднятия. Формируются крупные батолиты гранитоидов двух формаций:
1) умеренно-кислых гранитоидов (от габбро- до гранодиоритов),
для которых типичны скарновые месторождения вольфрама и гидротермальные — золота, меди, молибдена;
2) нормальных и крайне кислых гранитов (граниты, аляскиты), с
ними ассоциируют пегматитовые и альбитит-грейзеновые м-ния Sn,
W, Ta, Nb, Li и Be.
В эту стадию образуются две осадочные формации:
1) флишевая (известняки, глины, мергели), используемые как
стройматериалы;
2) каустобиолитовая (горючие сланцы, угли, битуминозные и
нефтеносные фации).
III. Поздняя (постскладчатая, орогенная, в геодинамике - экстернидная) стадия фиксирует переход мобильного комплекса в
молодую платформу, рассеченную разломами.
В это время формируются две магматические формации:
1) гипабиссальных интрузий, варьирующих по составу от диорит-порфиров до гранит-порфиров и сиенит-порфиров, с формацией
связаны плутоногенные гидротермальные м-ния руд цветных, редких, радиоактивных и благородных металлов, а также скарновые мния свинца-цинка, вольфрама-молибдена, олова-вольфрама;
2) наземных вулканогенных пород андезит-дацитового состава,
с которыми ассоциируют вулканогенные м-ния сложного состава,
широко распространены Au-Ag и Cu руды.
В позднюю стадию образуются четыре осадочных формации:
1) молассовая, в которой галечники и пески используются в
строительном деле;
2) пестроцветная с осадочно-инфильтрационными м-ниями Fe,
Cu, V и урана;
3) эвапоритовая, содержащая м-ния солей, газа и нефти;
4) песчано-глинистая, утлеводородсодержащая с залежами углей и нефти.
Типы геосинклиналей (орогенов)
Изложенная выше последовательность процессов магматизма,
осадконакопления и рудообразования – обобщающая и нигде не наблюдается в полном объеме. Обычна только часть этой цепи геологических событий. Наиболее известны два типа — базальтофильный и гранитофильный.
58
Базальтофильный характеризуется интенсивным магматизмом и МГ ранней (интернидной) стадии. Поздняя (экстернидная)
стадия проявлена слабо. Типичный пример – палеозойская структура Урала (рис.2 ). Здесь в полном объеме протекали процессы интернидной стадии и формировались многочисленные гидротермальные колчеданные, магматические, платиноидные, хромитовые,
титано-магнетитовые и скарновые железо-медные м-ния.
Puc. 2. Схема эволюции Уральской герцинской геосинклинали,
ее магматизма и металлогении. (По В. И. Смирнову).
1 — зоны накопления раннегерцинских вулканогенных пород и
формирования связанных с ними колчеданных м-ний, 2 — зоны внед-
59
рения раннегерцинских гипербазитов и базитов и формирования
связанных с ними магматических м-ний и руд хрома, титаномагнетитов и платиноидов, 3 — зоны внедрения раннегерцинских плагиогранитов и сиенитов и формирования связанных с ними скарн
овых м-ний руд железа и меди, 4 — зоны внедрения среднегерцинских гранитоидов и формирования связанных с ними скарновых мений и руд железа, пегмamитов и гидротермальных м-ний руд золота, мышьяка, вольфрама, 5 — зоны внедрения позднегерцинских
малых интрузий
2. Гранитофильный тип представлен продуктами интенсивного магматизма и МГ поздней стадии. В качестве примера
можно привести Верхоянскую киммерийскую орогенную структуру
(в геодинамике – экстерниды) с гидротермальными полиметаллическими и золоторудными и грейзеновыми редкометальными м-ниями.
Тектоно-металлогенические зоны геосинклиналей (орогенов)
В пределах орогенно-складчатых зон обычно выделяют семь
структурно-МГ-ческих элементов: срединные массивы (террейны),
внутренние зоны, интернидные (геосинклинальные) рвы, периферические зоны. передовые прогибы, платформенные рамы и пограничные глубинные разломы (рис.3 ).
Срединные массивы (террейны) представляют собой блоки
древних пород. В их пределах локализуются интрузии лейкократовых гранитоидов с пегматитовыми, альбитит-грейзеновыми и гидротермальными месторождениями.
Рис.3. Схема соотношения основных тектонометаллогенических зон в поперечном сечении геосинклинали. (По В.
И. Смирнову). 1 — срединный массив, 2 — внутренняя зона, 3 —
рвы, 4 — периферическая зона, 5 — передовой прогиб, 6 — платформенная рама зоны орогенеза, 7 — пограничные глубинные разломы.
Внутренние зоны фиксируют наиболее прогнутые участки, где
накапливаются мощные толщи тонкозернистых терригенно-вулка-
60
ногенных пород ранней стадии. В среднюю стадию здесь возникает
осевое поднятие и внедряются гранитоидные комплексы с характерными для них пегматитовыми, альбитит-грейзеновыми и гидротермальными м-ниями редких металлов.
Интернидные рвы представляют собой узкие продольные субдукционные структуры, в пределах которых развиваются вулканогенные базальт-липаритовые формации (офиолитовые пояса) с колчеданными м-ниями меди, цинка и свинца. Кроме того, здесь (в экстернидах) образуются плагиогранит-сиенитовые формации со скарновыми железными, медными и кобальтовыми рудами.
Периферические зоны охватывают краевые части геосинклинали,
характеризующиеся пониженной мощностью грубозернистых терригенных осадков, переслаивающихся с вулканогенными и карбонатными фациями. В эти зоны внедряются крупные массы гранитоидов средней стадии (экстернидной) с плутоногенными гидротермальными месторождениями золота, меди, молибдена, свинца и
цинка, а также гипабиссальные интрузии умеренно-кислого состава
поздней стадии со скарновыми шеелитовыми м-ниями.
Передовые прогибы возникают на заключительной поздней стадии, это – амагматичные образования, выполненные терригенными,
пестроцветными и эвапоритовыми толщами. С ними ассоциируют
осадочные залежи каменных и калийных солей, осадочно-инфильтрационные руды урана, ванадия и меди, а также крупные м-ния
нефти и газа. Иногда на месте таких прогибов возникают наземные
краевые вулканические пояса андезито-дацитового состава с гидротермальными м-ниями цветных, редких и благородных металлов.
Платформнная рама определяет ширину зоны орогенеза обычно
значениямиот 35 до 65 км.
Пограничные глубинные разломы разграничивают отмеченные
выше тектоно-металлогенические зоны орогенеза и контролируют
пояса магматических пород и эндогенных м-ний. На ранней интернидной стадии здесь локализуются породы перидотитовой и габбровой формаций с м-ниями хромитов, титаномагнетитов и платиноидов. На поздней экстернидной стадии с ними ассоциируют малые
интрузии и вулканические андезито-дацитовые породы с широким
спектром гидротермальных м-ний.
Полицикличность развития и асимметрия орогенноскладчатых зон
61
Разновозрастные геологические формации не надстраивают
друг друга по вертикали, а сочленяются, как того требует геодинамическая модель, по латерали, повторяясь с омоложением в различных частях геологического пространства.
Следствием этой закономерности является асимметрия орогенно-складчатых поясов. В пределах детально изученной Кавказской
протерозойско-нижнепалеозойской орогеенной структуры проявились протерозойские, каледонские, герцинские, киммерийские и
альпийские режимы и соответствующие им металлогенические эпохи. Локальные синклинальные прогибы от цикла к циклу отступали
с севера на юг.
А. И. Кривцов с соавторами считает Магнитогорскую зону интеернидов на Южном Урале поздне-силурийского-раннеэйфельского
возраста примером подобной асимметрии. Ими усмотрена латеральная миграция (с запада на восток) зон вулканизма, сопровождаемая расширением тыльных прогибов, продвигающихся за фронтом
вулканизма и захоранивающих ранние зоны. Эти построения ныне
отвергают на основе детальных стратиграфических и тектических
исследований геологи школы чл-корра РАН В.Н.Пучкова.
Моноциклические и полициклические подвижные области, особенности их МГ. Формационными исследованими на Урале, в Казахстане, на Кавказе и в восточных районах СССР, установлено, что
разновременные геологические формации "скользят" по латерали,
повторяясь с омоложением в разных частях геологического пространства. «Миграция» геологических и рудных формаций по латерали, приводящая к однонаправленным повторяющимся, либо не
повторяющимся рядам, имеет принципиальное методологическое
значение. Необходимо признать асимметрию орогенно-складчатых
поясов и "ликвидации" первичных восточных границ интернидов
Урала, и южных — Кавказа.
Асимметрия фанерозойских орогенно-складчатых поясов получила обьяснение с позиций новой глобальной тектоники с привлечением субдукционной модели активных континентальных окраин.
В палеозойских орогенно-складчатых и в мезозойско-кайнозойских системах уверенно выделяются ряды сопряжённых геоструктур, обладающих собственными геолого-формационными и
рудно-формационными характеристиками. В окраинно-континентальных системах такие ряды образованы фронтальными прогибами, барьерными зонами островных дуг, тыльными прогибами, вул-
62
кано-плутоническими поясами, окраинными бассейнами и зонами
стабилизации. Подобные ряды, особенности их выраженности, степень сохранности многократно описывались для кайнозойских и
современных континентальных окраин. Важно, что во многих случаях доказана прерывистая миграция (перескоки) рядов с повторением их на более молодых временных отрезках в иных частях геологического пространства.
Строение орогенной части подобных рядов, на примере ряда
районов Южного Урала имеет следующее строение. На поздне-силурийском и ранне-эйфельском отрезке развития этого района установлено существование трёх крупных вулканогенных биклиналей,
сформированных на базальтоидах недифференцированной формации и сложенных вулканитами различной формационной принадлежности. Наиболее ранняя по времени возникновения биклиналь
образована вулканитами контрастной (базальт-риолитовой) формации. В завершение становления этой структуры в её приконтинентальной части закладывается тыловой прогиб, сохраняющийся
длительное время. Следующая к востоку биклиналь, сложенная
вулканитами непрерывной формации, входит вместе с первой во
внутреннюю зону островной дуги. Вулканогенные образования непрерывной формации моложе вулканитов контрастной, однако ряд
данных свидетельствует о существовании у этих формации некоторого общего временного диапазона, отвечающего завершению контрастной – началу непрерывной формации. Вулканизм последней
сопровождается накоплением в ранее заложенном тыльном прогибе
удалённых вулканогенных и терригенных фаций.
Барьерную зону островной дуги образуют вулканиты базальтандезит-базальтовой формации, обладающей некоторой временнóй
общностью с непрерывной формацией. В период становления барьерной зоны продолжается заполнение тыльного прогиба, а на её фасе присутствуют турбидитовые фации, спускающиеся к фронтальному прогибу. Вулканогенные биклинали, подобные названым, установлены и на следующем, поздне-эйфельско-франском отрезке
истории развития с тем же взаиморасположением и временными соотношениями друг с другом. В целом, при однотипном строении ря-
63
дов повторяются каждый из элементов и сами ряды при удалении от
зон стабилизации. Латеральная миграция зон вулканизма сопровождается расширением тыльных прогибов, продвигающихся за фронтом вулканизма и захоранивающих ранние зоны.
Латерально-временная зональность в размещении формаций
отчётливо отражена в МГ зональности. Цинково-медные и медноцинковые м-ния колчеданного семейства, входящие в контрастные
и непрерывные формации соответственно, сменяются во времени
вулканогенно-осадочными железо-марганцевыми м-ниями. Меднопорфировые м-ния барьерных зон ассоциируют с плутоногенными
эквивалентами базальт-андезит-базальтовой формации, внедрение
которых сопровождается скарнированием ранее возникших вулканогенно-осадочных железорудных м-ний.
Каждый из названных типов м-ний закономерно присутствует в
зонах развития соответствующих формаций и повторяется вместе с
ними в упомянутых латерально-временных рядах.
Зонально-поясное строение сопряженного интернид-экстернидного пространства в южной части Урала и различия в режимах развития отдельных зон доступны для установления благодаря отсутствию достаточно интенсивных деформаций и субгоризонтальному
залеганию пород, близкому ориентировке напластования периодов
активного вулканизма. Вместе с тем, даже в этих условиях проявлены признаки надвиговых перемещений. Последние описаны для зоны сопряжения докембрийских комплексов Урала с вулканогенными образованиями Магнитогорского мегасинклинория. Подобные
перемещения известны и на границах отдельных биклинальных
структур. В частности, в Башкирской и Оренбургской частях Урала
неоднократно обсуждались в литературе Гайский, Мамбетовский и
Тубинский надвиги, разделяющие формационно различные биклинали и имеющие согласную с их ограничениями ориентировку. Надвигание восточных блоков на западные без существенных искажений их внутреннего строения подтверждено бурением, однако амплитуды перемещений не установлены. Остаётся дискуссионной и
природа надвиговых перемещений: компенсационным перемещени-
64
ям под воздействием соседних блоков противопоставляются регионально проявленные горизонтальные движения.
Асимметрично-зональное строение эвгеосинклинального пространства, обусловленное последовательным становлением структурно-формационных зон различных режимов развития, господства
биклинальных синвулканических структурных форм, резкие перепады по латерали мощности вулканогенных пород со сменой фаций
вносят принципиальные изменения в представления об условиях
возникновения геоструктурных зон, традиционно выделяемых в качестве эвгеосинклинальных прогибов. Ставшие обычными представления об огромных мощностях эвгеосинклинального заполнения далеки от реальности, поскольку обусловлены «укладкой по
вертикали» мощностей разновозрастных вулканогенных образований, которые в действительности не столько налегают, сколько прилегают. На участках налегания мощности всех более молодых отложений существенно сокращены. Очевидно, что реальной внутренней структуре эвгеосинклинальных зон, особенности распределения
мощностей отложений по латерали соответствуют значимые теоретически и в приложении следствия.
Осадочные, вулканогенно-осадочные и магматические формации и связанные с ними полезные ископаемые. Типы МГ провинций
и зон. Области отраженной активизации, их типы и особенности металлогении.
Главные процессы рудонакопления в геосинклинально-складчатых системах:
1) П р о ц е с с ы «к о л ч е д а н н о г о с т и л я» связаны с
конвективными системами и выражены вулканогенно-осадочным
накоплением руд. Источник энергии – глубинные тепломассопотоки
и конкретные магматические тела. Источник вещества – породы, в
которых формируются и развиваются конвективные ячеи. Транспортирующие агенты – циркулирующие морские либо океанические
воды. Области рудонакопления – субмаринные депрессивные структуры синвулканической либо конседиментационной природы. Этой
модели охватывает м-ния колчеданного семейства, железо-марганцевые и марганцевые в вулканогенных толщах.
65
2) П р о ц е с с ы «п о р ф и р о в о г о» (г р а н и т о и д н о г о)
с т и л я сопровождают становление гранитоидных магматических
тел и выражены гидротермальным и ги-дротермально-метасоматическим накоплением руд в интрузив-надинтрузивной зонах. Источник энергии – гранитоидные интрузии, источник вещества – магматические расплавы и породы их рам. Транспортирующие агенты –
магматические флюиды и воды пород интрузивной рамы, вовлечённые в циркуляцию близ магматических тел. Области рудоотложения
– трещинные системы интрузив-надинтрузивных зон. Этой модели
соответствуют медно-, молибден-медные, медно-молибден-порфировые и штокверковые м-ния, грейзеновые и альбититовые м-ния.
3) П р о ц е с с ы г и д р о г е н н о г о с т и л я сопровождают
накопление и литификацию осадочных образований и выражены
осадочно-диагенетическими рудами. Источники энергии – электромагнитные поля и силы гравитации, источники вещества – породы
областей фильтрации подземных вод; транспортирующие агенты –
элизионные воды. Области рудонакопления – физико-химические
экраны в зонах фациальных переходов. Эта модель согласуется с
образованием м-ний медистых песчаников и сланцев, свинцовоцинковых в карбонатных толщах, возможно, марганцевых м-ний в
обломочных и карбонатных отложениях.
Для первых двух стилей существенное значение имеет состав
субстрата рудоносных формаций, который получает отражение в
геохимической характеристике руд и МГ специализации плутоногенных образований.
Проявление рудообразующих процессов определённого стиля
зависит от режима развития отдельных участков геосинклинальноскладчатых систем – от соответствующих палеотектонических и
геодинамических обстановок. Так, процессы колчеданного стиля
определяют главные особенности МГ внутренних зон островных
дуг. Процессы порфирового стиля проявляются в барьерных зонах и
господствуют на всех периодах становления вулкано-плутонических поясов. Гидрогенный стиль рудообразования характерен для
окраинных бассейнов. То есть латеральная формационная зональность геосинклинально-складчатых систем определяет и соответст-
66
вующее распределение в пространстве рудообразующих процессов
различных типов, включая и их продукты.
Миграция всего ряда структурно-формационных зон геосинклинально-складчатых поясов приводит к тому, что вновь возникающие зоны островных дуг занимают место ранее существовавших
фронтальных прогибов, а на ранее возникшие островодужные комплексы накладываются вулкано-плутонические пояса, формирующиеся в орогенно-активизационном режиме. Вулкано-плутонические пояса, мигрирующие за островодужными зонами в виде своеобразного шлейфа, как бы нивелируя автономность предшествующих по времени геоструктур.
Миграция всех элементов геосинклинально-складчатых систем
в пространстве с повторением во времени палеотектонических и
информационно однотипных зон имеет значительные МГ следствия.
Первое из них заключается в повторяемости процессов и продуктов рудообразования, присущих соответствующим геологическим формациям. Второе следствие – появление руд и м-ний, возникших за счёт скарнирования и регенерации ранее образованных
рудных скоплений. Подобные процессы проявляются с особой интенсивностью при наложении вулкано-плутонических поясов на зоны с продуктами рудообразующих процессов колчеданного и гидрогенного стилей. В то же время не исключено, что при подобных наложениях магматизм вулкано-плутонических поясов может сопровождаться рассеянием либо даже уничтожением ранее возникших
рудных скоплений.
Главные прикладные следствия выявления латерально-временной формационной и МГ зональности и установления господства
тех или иных типов рудообразующих процессов в определённых зонах заключается в следующих возможностях:
1) прогноз МГ зон и рудных районов, находящихся в скрытом или
перекрытом залегании, - по установленному закономерному их размещению в соответствующих структурно-формационных и МГ рядах;
2) оценка МГ-потенциала зон и блоков на основе формационной
принадлежности слагающих их комплексов и эквивалентных им ру-
67
дообразующих процессов с соответствующими продуктами;
3) прогноз более молодых м-ний в удалённых зонах по более древним в краевых зонах;
4) локализация прогноза м-ний главных геолого-промышленных типов на основе известных закономерностей их размещения в определённых геологических формациях;
Скарнированные
Скарнированные
и регенерированные
генерированные
Pb,
и реZn
Cu, Zn, Pb, Fe
ЗС-II
ТП–II
ВПП-II
ВЗ-II
БЗ-II
Au
Au порро-
Стратифомные
PbZn
ЗС-I ОБ-1
1
ФП-1
ные
Гидрогенный
стиль
ОБ-II
ВПП–II
ФП-II
ВПП-1
ТП-1
– Mo – Cu
Cu
порфировые
фижильные и
вый
грейзеновые
ВЗ-1
Колчеданнополиметаллические
БЗ-
Cu – Zn
и
Zn – Cu
колчедан-
Sn - W
Fe – Mn - Fe
стратиформные
вулканогенные
Порфировый стиль
Колчеданный стиль
Рис.5
В приведённой таблице показана принципиальная схема
латеральной геодинамической, формационной и МГ зональности
68
окраинно-континентальных геосинклинально-складчатых поясов:
ЗС – зоны стабилизации, ОБ – окраинные бассейны, ВПП – вулканоплутонические пояса, ТП – тыльные прогибы, ВЗ – внутренние зоны
островных дуг, БЗ – барьерные зоны, ФП – фронтальные прогибы.
Этапы развития : 1 – ранний и II – поздний.
5) прогноз стратиформных составляющих на м-ниях, испытавших
скарнирование и регенерацию, - по проявлениям продуктов двух последних процессов в определённых структурно-формационных обстановках.
Эти положения учтены при характеристике МГ геосинклинально-складчатых систем.
В геосинклинально-складчатых системах различного типа выделяются следующие различающиеся по МГ главные геотектонические элементы:
эвгеосинклинали (базальтофильные геосинклинали – по В.И.
Смирнову);
миогеосинклинали (близкие к гранитофильным геосинклиналям
– по В.И. Смирнову);
регенерированные геосинклинали с эвгеосинклинальным либо
миогеосинклинальным
режимом развития;
сланцевые геосинклинали (терригенные эвгеосинклинали – по
Г.А.
Твалчрелидзе)
со
слабым проявлением базальтоидного вулканизма;
орогенно-активизированные вулкано-плутонические пояса.
Различия в МГ геосинклинально-складчатых систем определяется их типом, что отражается в наборе образующих их элементов и
особенностях заполнения; полнотой (неполнотой) развития, фиксируемой по интенсивности проявления соответствующих стадий тектоно-магматических циклов. В зависимости от специфики геосинклинально-складчатых систем, в соответствующих их элементах может быть проявлена лишь одна либо одна-две из стадий с соответствующей МГ.
Обстановки, отвечающие типичной эвгеосинклинали, могут
быть сопряжены в пространстве с миогеосинклинальными условиями и с орогенно-активизационным режимами вулкано-плутониче-
69
ских поясов. Наличие в геосинклинально-складчатых системах вертикально-латеральных рядов геологических формаций отражает миграцию геосинклинального режима и, соответственно, рудообразующих процессов, получающих во времени и пространстве различное вещественное выражение.
Системы с редуцированным развитием отдельных этапов.
Базальтофильные геосинклинали (эвгеосинклинали) обычно
концентрируют продукты доорогенных МГ процессов, связанных с
раннегеосинклинальными геологическими формациями базитового
профиля (инициальный магматизм). В качестве эталона базальтофильных геосинклиналей издавна рассматривается Уральская, на
базе изучения которой сформированы главные положения доорогенной МГ. Гранитоидный этап развития геосинклинали здесь в значительной мере угнетён, сокращён.
С раннегеосинклинальными вулканогенными формациями – базальт-риолитовой и базальт-андезит-дацит-риолитовой – постоянно
ассоциируют медно-колчеданные и медно-цинково-колчеданные
(соответственно) м-ния. В завершение этой стадии на переходе к
средне-геосинклинальной обстановке формируются марганцевые,
железо-марганцевые и железорудные осадочно-вулканогенные м-ния.
М-ния, ассоциирующие с плутоногенными раннегеосинклинальными формациями, которые предваряют и частично сопровождают
вулканизм этой стадии, характеризуются большой пестротой. Среди
них ведущая роль принадлежит магматическим м-ниям титаномагнетитовых, медно-железо-ванадиевых, хромитовых руд в базитовых
и базальт-гипербазитовых формациях. В некоторых эвгеосинклиналях в завершение инициального магматизма возникают золото-меднопорфировые м-ния, приуроченные к массивам габбро-диориткварцево-диоритовой формации.
Наиболее типичными представителями средних стадий служат
скарново-магнетитовые м-ния, локализованные в андезитовых и андезит-базальтовых вулканогенных формациях, при ассоциации с
интрузиями гранодиоритового и диоритового состава.
За пределами собственно эвгеосинклинальных прогибов, на площади срединных массивов либо вблизи их границ в режиме орогенного развития появляются жильные м-ния золото-кварцевой форма-
70
ции и пегматиты с рудами олова и вольфрама, связанные с гранитоидными формациями. В локальных прогибах предорогенного и орогенного режима могут возникать стратиформные м-ния медных и
цинковых руд в осадочных формациях.
Основная масса продуктов рудогенеза и наибольшая интенсивность рудообразующих процессов приходится на ранние стадии
развития эвгеосинклиналей. Уральская МГ провинция – эталон эвгеосинклинальной МГ.
Архейско-протерозойские МГ процессы связаны с существованием геосинклинальных и платформенных режимов. Их продукты и
производное метаморфогенного рудообразования представлены железистыми кварцитами, метаморфогенными м-ниями граната, силлиманита и золота. Для позднепротерозойского-раннеордовикского
цикла характерно преобладание миогеосинклинальных условий при
локальном проявлении вулканизма и плутонизма. Рудообразование
этого цикла связано преимущественно с седиментогенными и метаморфогенными процессами, которые привели к появлению м-ний
сидерита, магнезита, полиметаллических руд, кварцитов, графита,
кианита, андалузита и силлиманита.
Главный для Урала среднеордовикско-пермский сопоставим с
герцинским циклом, он отличается господством эвгеосинклинальных режимов, прерывисто мигрировавших с запада на восток. Это
привело к одновременному существованию зон с различным режимом и повторению во времени в доорогенных пространственно разобщённых зонах однотипных рядов рудных формаций.
Для ранних стадий развития частных эвгеосинклиналей Урала
обычно проявление следующих рядов основных формаций (от ранних): хромитовая, титаномагнетитовая, колчеданного семейства, железо-марганцевая, меднопорфировая, эвгеосинклинальная, скарновая меднорудная. На поздних стадиях развиваются такие ряды формаций: медно-железо-титано-ванадиевая, скарново-магнетитовая,
хризотил-асбестовая, стратиформная полиметаллическая, бокситовая, золото-полисульфидно-кварцевая.
На орогенной стадии, сопровождающейся формированием вулкано-плутонических поясов и проявлений с максимальной активностью в пределах устойчивых поднятий, возникают существенно
иные формации: скарново-магнетитовая, меднопорфировая, антофиллит-асбестовая, тальковая и тальк-карбонатная, мусковитовых
71
пегматитов, шеелитовая и шеелит-молибденитовая, золото-полисульфидно-кварцевая.
Названные ряды приведены при максимальном обобщенном наборе по однотипным зонам. Конкретные зоны могут отличаться и
по полноте рядов и по последовательности формаций в рядах.
Урал, как и все геосинклинально-складчатые системы с господствующим эвгеосин- клинальным режимом развития, обладает ярко
выраженным зонально-поясным строением, отразившемся в МГ зональности. С запада на восток выделяются: Центрально-Уральское
поднятие с древней (доордовикской) МГ; Тагильский эвгеосинклинальный прогиб с каледоно-герцинской МГ; зоны Восточно-Тагильского и Западно-Магнитогорского поднятий с интенсивным проявлением герцинской позднегеосинклинальной и орогенной МГ; Магнитогорский эвгеосинклинальный прогиб с господством герцинских
ранне- и позднегеосинклинальных МГ-процессов; ВосточноУральское поднятие, образованное блоками ранней консолидации и
разделяющими их узкими эвгеосинклинальными рвами, с пёстрой
эвгеосинклинальной и орогенной МГ; Зауральский (Урало-Тобольский) орогенно-активизационный пояс с позднегерцинскими продуктами рудогенеза. Каждая из названных тектонических единиц
состоит из групп структурно-формационных зон, обладающих различными МГ-характеристиками, что выражается в разных сочетаниях рудных формаций.
Типичной гранитофильной геосинклиналью В.И. Смирнов считал Верхоянскую. Здесь интенсивно накапливался терригенный материал на ранних стадиях и чрезвычайно широко проявлен гранитоидный магматизм на средних и поздних стадиях. Видимо, к этому
типу, кроме миогеосинклиналей с гранитоидным магматизмом, принадлежат и сланцевые геосинклинали, вовлекавшиеся в определённых условиях в процессы формирования гранитоидов. Свойственный начальному этапу развития базальтоидный магматизм в этом
типе геосинклинали или не проявлен вовсе или выражен в сильно
угнетённом состоянии.
МГ данных стадий подобных геосинклиналей сравнительно бедна. В терригенных отложениях некоторых сланцевых геосинклиналей выявлены колчеданно-полиметаллические и цинково-медноколчеданные м-ния, близкие по времени возникновения проявлениям вулканизма низкой активности. В углисто-терригенных и карбо-
72
натно-углисто-терригенных толщах (черносланцевых) известны м-ния золото-сульфидно-кварцевой и золото-мышьяковисто-кварцевой формации, которые интерпретируются как метаморфогенногидротермальные при возможной связи с более поздними гранитоидами.
Наиболее интенсивные процессы рудообразования приурочены
к поздней стадии – ко времени формирования интрузивов гранитоидных формаций. С ними связаны жильные золоторудные, пегматитовые и грейзеновые м-ния руд олова, вольфрама и молибдена.
Металлогенические особенности палеозойских и мезозойских складчатых
областей.
Важнейшие районы проявления каледонского магматизма и МГ.
Каледонская МГ-эпоха оказалась завершающей для Алтае-Саянской
складчатой области и предшествующей для герцинской МГ на
большей части Казахстана, северных зон Тянь-Шаня и Западного
Урала; эндогенные м-ния этой эпохи известны также в массивах
древних комплексов других герцинских и более молодых складчатых областей (Кавказ, Забайкальско-Приморская провинция, Дальний Северо-Восток).
Альпийские и постальпийские МГ- провинции. Эндогенные мния этой эпохи известны также в массивах древних комплексов других герцинских и более молодых складчатых областей (Кавказ, Забайкальско-Приморская провинция, Дальний Северо-Восток).
Перидотитовые интрузии в каледонских провинциях проявлены
слабо. Шире развиты породы габбро-пироксенито-дунитового и плагиогранитного состава. Не менее распространены умеренно кислые
гранитоиды и следовавшие за ними кислые граниты. Малые интрузии
завершающих стадий каледонского цикла отмечаются редко. Для
этой эпохи особенно характерны следующие м-ния:
1) магматические м-ния ильменито-магнетитов;
2) скарновые м-ния железных руд;
3) различные гидротермальные м-ния золота в кварцевых жилах,
колчеданах и скарнах.
Для каледонской эпохи пока не установлено значительных грейзеновых и гидротермальных м-ний цветных и редких металлов, за исключением, может быть, местами встречающихся м-ний кварцево-
73
молибденовых руд. Таким образом, существенными для этого времени
являются м-ния железа, титана, золота и отчасти молибдена.
Г е р ц и н с к а я МГ эпоха отличается необычайным разнообразием комплексов изверженных пород и богатством эндогенных рудных
м-ний, резко отделяясь по этому признаку от сравнительно ограниченного оруденения как предшествующих, так и последующих периодов. Эти м-ния распространены на Урале, в Казахстане, Средней
Азии, в южной части Таймыра, в Томь-Колыванской зоне, а также в
массивах палеозойских пород внутри областей мезозойскокайнозойской складчатости.
В соответствии с особенностями геологического развитияя отдельных провинций для герцинской эпохи отмечаются той или иной мощности ранние интрузии перидотитового, габбро-пироксенито-дунитового
и плагиогранито-сиенитового состава. Повсеместно выделяется комплекс гранодиоритовых пород и последующий комплекс кислых гранитных пород. В ряде районов отчетливо устанавливаются малые интрузии завершающей стадии герцинского цикла развития.
Для герцинской эпохи известны значительные и разнообразные мния, в том числе:
1) магматические хромовые, связанные с перидотитами Урала;
2) магматические титано-магнетитовые и Pt-оидовые среди пород
габбрового комплекса;
3) скарновые железа и меди, ассоциированные с плагиогранитосиенитовыми интрузивами;
4) скарновые полиметаллические и вольфрамовые, приуроченные к
гранитоидам повышенной основности;
5) пегматитовые, грейзено-кварцевые и кварцевые месторождения олова, вольфрама, молибдена, обусловленные интрузиями гранитов и
аляскитов;
6) гидротермальные, преимущественно полиметаллические и медные
стадии малых интрузий.
В герцинскую эпоху были сформированы крупные м-ния почти всех
металлов. Среди них могут быть отмечены м-ния железа, титана, ванадия, хрома, меди, полиметаллов, вольфрама, молибдена, олова, висмута, кобальта, золота, платины, тантала, ниобия и радиоактивных
элементов.
Герцинские м-ния платформенной стадии развития, известные на
Балтийском щите, будут рассмотрены ниже.
74
К и м м е р и й с к а я МГ эпоха необычайно оригинальна по эволюции магматизма. Для нее намечается кае бы обратная последовательность в развитии глубинных магматических комплексов и связанных с
ними месторождений. На ранних стадиях внедрились малые интрузии
(предбатолитовые интрузии Колымы), вслед за ними произошло внедрение кислых гранитных пород, а затем умеренно кислых гранитоидов, особенно отчетливых в Восточном Забайкалье; породы перидотитового, габбро-пироксенит-дунитового и плагиогранитного комплексов
для мезозойской эпохи совершенно не характерны. М-ния этой эпохи
распространены в пределах Дальнего Северо-Востока, Кавказа и Забайкальско-Приморской провинции. Среди них наиболее существенными являются следующие:
1) гидротермальные м-ния золота, связанные с ранними малыми
интрузиями и самыми поздними гранитоидами;
2) пегматитовые, грейзеновые и кварцевые м-ния олова, вольфрама,
ассоциирующие с кислыми гранитными породами;
3) гидротермальные и скарновые м-ния руд полиметаллов, меди,
мышьяка (арсенопирита), молибдена, вольфрама и барита, сопутствующие
интрузии
умеренно
кислых
гранитоидов.
Магматические м-ния промышленного значения мезозойской эпохи
неизвестны. М-ния этой эпохи в основном представлены скоплениями
металлов, характерных для ассоциации умеренно кислых интрузий.
Среди них преимущественным распространением пользуются м-ния
золота, полиметаллов, мышьяка, молибдена, вольфрама, олова.
А л ь п и й с к а я МГ-эпоха проявлена м-ниями Дальнего СевероВостока, восточной части Забайкальско-Приморской провинции,
Кавказа, Карпат, Копет-Дага. Для нее не отмечается отчетливой и
повсеместно выдержанной эволюции в ходе образования изверженных пород и связанных с ними эндогенных м-ний.
Характерны местные провинциальные схемы последовательности
внедрения магматических комплексов преимущественно гранитных
пород. Интрузии габбрового и особенно перидотитового состава не
характерны, хотя местами они проявляются
Металлогения платформ
Платформы  относительно устойчивые в сравнении с зонами
орогенеза, крупные консолидированные блоки земной коры
двухярусного строения. Нижний ярус (фундамент) сложен геологи-
75
ческими формациями разновозрастных, обычно древних (архейских
или протерозойских) складчатых областей, а верхний – относительно спокойно залегающими осадочными, местами вулканическими
породами, образующими осадочный (осадочно-вулканогенный)
чехол. Различаются три главных МГ-периода. 1) Осадконакопления, вулканизма и метаморфизма мощных вулканогенно-осадочных
толщ, накапливающихся в древнейших (архейских и протерозойских) басейнах. 2) Консолидации, замыкания областей накопления
осадков и многократного внедрения интрузивных масс гранитоидного и частью основного, ультраосновного составов. 3) Платформенного режима с позднейшими разломами (вплоть до альпийского
возраста) и внедрением вдоль них трещинных интрузий основного,
ультраосновного, щелочного и гранитоидного составов. Первые два
периода формируют фундамент платформы, сложенный ныне метаморфическими образованиями. МГ фундамента соответствует МГ
докембрия.
МГ платформ определяется обстановками, существовавшими в периоды становления фундамента платформ, его выступов и формирования платформенного чехла. Существенное влияние на металлогению
платформ оказывают процессы тектоно-магматической активизации,
охватывавшие фундамент и чехол, что сопровождалось специфическим
рудогенезом.
Фундамент платформ и его выступы (щиты и кристаллические массивы) свидетельствуют о специфике развития земной коры в архее и
протерозое, проявившейся древнейшими гранито-гнейсовыми ядрами,
зеленокаменными поясами, протогеосинклиналями, чехлами протоплатформ, включая эпикратонные прогибы, и зонами протоактивизации.
МГ щитов, как фрагментов докембрийских складчатых областей, составляет часть МГ фундамента древних платформ. В их геологическом строении выделяются 4 допалеозойских структурноформационных комплекса: архейский (более 2800 млн. лет), раннепротерозойский (более 1900 млн.лет), среднепротерозойский (более
1600 млн. лет) и позднепротерозойский (более 600 млн). Комплексам свойственны свои группы м-ний:
76
1) метаморфические, ультраметаморфические и осадочнометаморфические, типич-ные главным образом для МГ-эпох раннего докембрия и раннего протерозоя (железо, кианит, корунд, марганец, колчеданные руды), м-ния пегматитов, а также пневматолитогидротермальные, связанные с процессами ультраметаморфизма
(флогопит, мусковит, Li, Ве, Sn, Та, Nb);
2) осадочно-метаморфизованные, обусловленные накоплением
молассоидных геологических формаций в среднем протерозое (Аu,
U, Сu, Ni, Со, Fе);
3) магматические, ассоциирующие c ультраосновными интрузивными формациями ранне- и среднепротерозойских эпох (Сu, Ni,
Со, Рt, Сr, Тi, Fе);
4) гидротермальные и гидротермально-метасоматические
(жильные, метасоматические залежи, включая грейзеновые, минерализованные тектонические брекчии), связанные в различных геологических обстановках с гранитоидными или щелочными интрузивными и вулканогенно-интрузивными комплексами, а также с
процессами метаморфизма (Аu, Sn, W, Рb, Zn, Аg, Нg, Sb, флюорит,
барит, горный хрусталь).
В протерозойский период образуются крупные м-ния осадочных, осадочно-вулканогенных и осадочно-гидротермальных м-ний
Fе, Мn, Аu, Сu и полиметаллических руд. Таковы золотоносные
конгломераты и осадочно-гидротермальные м-ния Рb и Zn типа
Маунт-Айзы и реки Мак-Актур (Австралия). Образуются м-ния ТR
и U на щитах в процессах кремний-калиевого метасоматоза, связанного, вероятно, с поздними стадиями ультраметаморфизма. Размещение рудных м-ний контролируются сочетанием литологического
и структурного факторов, в особенности - разрывных глубинных
нарушений.
Все древние платформы развивались сходно в три этапа и строго направленно. Первый этап - преобладает континентальный режим, медленно образуются осадки в локальных впадинах. Он охватывает период от нижнего протерозоя до начала палеозоя. Порой по
периферии платформ в конце первого этапа возникают крупные
77
прогибы со cложными по составу карбонатными и эвапоритовыми
толщами.
Второй этап - в северном полушарии проявляются длительные,
медленные опускания, возникают крупные эпиконтинентальные
моря с карбонатными, частично терригенными и угленосными формациями. Охватывает он весь палеозой до начала или середины мезозоя. В южном полушарии и Индостане континентальное угленакопление началось только в позднем палеозое.
Третий этап - включает мезозой и кайнозой, резкая дифференциация тектонических движений на платформах, образуются поднятия и глубокие впадины с терригенными и карбонатнотерригенными, нередко угленосными отложениями.
На каждом этапе возникают разных порядков поднятия, впадины, валы, мульды, крупные флексуры, проявляется важная роль в
развитии платформ крупных блоков и региональных тектонических
нарушений. Этапы развития платформ и геосинклинальноскладчатых областей раличаются: первый по длительности проявления соответствует всему тектоно-магматическому циклу складчатой области, а этап развития складчатой области входит только как
часть в цикл. Последние в общих чертах повторяются, тогда как
каждый этап развития имеет свои особенности, не повторяющиеся в
истории развития платформенных сооружений. Этапы разделены
периодами интенсивных тектонических движений, когда перестраивается структурный план платформ. К максимумам тектонических
движений приурочены вспышки платформенного магматизма.
Различаются три платформенные магматические формации: основная (трапповая), щёлочно-ультраосновная и трахибазальтовая.
Объёмы магматических масс этих формаций превосходят или равны
таковым в складчатых областях.
Сложная трапповая формация - характерный представитель
магматических образований на платформах. С ней связаны многочисленные и различные по минеральному составу м-ния полезных
ископаемых. Ликвационные Сu-Ni руды Норильского района Сибирской платформы и Южной Африки тяготеют к небольшим интрузиям с повышенной магнезиальностью в составе. В траппах всех
78
континентов известны магматические проявления самородной меди
и широкая железорудная минерализация (Ангаро-Илимский тип:
Коршуновское, Илимское, Луч и др., а в Северной Америке Варвик, Френч-Крик, представленные трубками взрыва с магнетитовыми рудами и пластовыми телами, отходящими в стороны от
трубок). На платформе проявлены в траппах небольшие титаномагне-титовые м-ния и м-ния самородного Fе, сопровождаемые минерализацией с Ni, Рt:, Со и др. (р. Курейка, Сибирская платформа).
Траппам сопровождаются м-ниями исландского шпата - на Сибирской, Индийской, Африканской, Северо-Американской платформах;
они образуют целые районы близ крупных разломов. Когда траппы
контактируют с каменным углем, могут возникнуть м-ния высококачественного графита (Сибирская и Северо-Американская платформы). На Китайской и Индийской платформах на контакте траппов и доломитов появляются м-ния хризотил-асбеста.
С многофазными кольцевыми основно-щелочными интрузиями ассоциируют карбонатитовые м-ния ТR, Р, U, реже флюорита.
Со сложными по составу и строению интрузиями субформации
нефелиновых сиенитов связаны крупные м-ния апатитовые, нефелина, ТR-земель. Крайне типичны для платформ алмазоносные
кимберлиты (трубки взрыва и дайки) и лампроиты (эффузивные
пластообразные тела). Все магматические формации платформ и
связанные с ними м-ния контролируются положением тектонических нарушений, расположенных преимущественно вдоль границ
крупных структурных элементов и внутри платформ, и в зонах её
обрамления на сочленении с геосинклинально-складчатыми областями.
Для трапповых формаций характерна приуроченность к двум
основным типам структур: а) внутриплатформенным зонам относительного погружения и их периферии (синеклизы, авлакогены); б)
краевым частям перикратонных опусканий.
В осадочном чехле платформ известны крупные м-ния фосфоритов, железа, марганца и меди седиментогенного типа. На Сибирской платформе выделяют три эпохи образования медоносных формаций, семь эпох фосфоритов, четыре эпохи накопления осадочных
79
железных руд. Платформы развиваются полициклично, что отмечено разновозрастными однотипными продуктивными магматическими формациями, при этом интенсивность проявления оруденения
увеличивается от этапа к этапу.
На площади России выделяют два главных типа МГ-провинцйй:
щелочно-фемический и амагматический. Первый подразделён на
подтипы тунгусский и якутский.
МГ-провинции первого подтипа приурочены к синеклизам второй стадии развития платформ, в которых проявлен трапповый магматизм, сопровождаемый м-ниями Ni, Сu, Fе, графита, исландского
шпата, Sr и Ва. Якутский подтип тяготеет к антеклизам и выступам
кристаллического фундамента и вмещает алмазоносные кимберлиты, щелочные и ультраосновные интрузии, сопровождаемые ТRминерализацией, часто связанной с карбонатитами.
Амагматический тип провинций делят на западносибирский и
московский подтипы. К первому подтипу отнесены ЗападноСибирская, Вилюйская, Прикаспийская и некоторые другие провинции с осадочными м-ниями Fе, Мn, S, фосфоритов, а также с мниями алмазов и циркониевых минералов. В некоторых провинциях
известны остаточные м-ния Сu, фосфоритов и различных солей
(Предуральский, Прибайкальский прогибы). Для платформ выделено 11 структурных единиц (см. таблицу). Южно-Африканская, Индийская, Северо-Американская и Сибирская платформы прошли два
сопоставимых цикла магматизма: первый - основного состава, а
второй - от ультраосновного до кислого и щелочного. Магматизм и
соответствующее оруденение однотипны на различных платформах
и развиваются по двухцикличной схеме.
Эффузивно-туфовая фаза первого магматического цикла сопровождается кварцево-кальцитовыми жилами с самородной медью,
рудопроявлениями и м-ниями самородной меди.
Главные типы структурно-металлогенических
(металлогенических) зон и площадей минерализации на
платформах. ПоА.М. Семенову, Ю.Г. Старицкому и Е.Т.
Шаталову
Типы структурно-МГ
Металлогенические типы
80
зон и площадей
минерализации
Щелочно- фемический тип
Амагматический тип
Тунгусский
Якутский
Мос-
к
о
в
с
к
и
й
З
а
п
а
д
н
о
-
81
82
С
и
б
и
р
83
с
подтип
подтип
подтип
кий подтип
Магматических Со-Сu-Ni- с Pt-оидами


м-ний, связанных с дифференцированными интрузиями трапповой формации
(повышенной магнезиальности и сернистости) в перикратонных областях.
Гидротермальных железорудных, свинцо

во-цинковых, иногда графитовых м-ний,
связанных с дифференцированными интрузиями трапповой формации (интрузии
повышенной железистости или щелочности) и тяготеющих к зонам разломов на
окраинах крупных тектонич. структур
Гидротермальных низкотемпературных


м-ний исландского шпата, барита, целестина, связанных с трапповой формацией
(эффузивной фацией).
Магматических и гидротермальных апа

титовых, нефелиновых, железо-титановых, титановых, редкометальных,TR-ных
флогопитовых м-ний, нередко в карбонатитах, связанных с центральными интрузиями щелочно-ультраосновной
формации
Магматических
м-ний

 алмазов, связанных
с кимберлитовой субформацией щелочноультраосновной формации.
Осадочных и остаточных м-ний бокситов
++
++++
(включая
переотложенные).
Осадочных м-ний Fе и Мn в терригенных,
++
++++
карбонатных формациях.
Остаточных м-ний Fе в формациях кор


выветривания (преимущественно железистых кварцитов)
Осадочных м-ний фосфоритов в терри++
++++
генно-карбонатной и песчанистой тсрри-
++++

++++

++++
++

++++
++
+++
++

в формациях кор выветр ивания
84
++

реже терригенно-


++

генной формации.
Осадочных м-ний меди, свинца, цинка в
++++

формациях пестроцветной, дельтовой,
терригенно-карбонатной и карбонатной.
М-ний золота, платины, ильменита, цир
++++
кона, монацита, алмазов в четвертичных
и ископаемых россыпях.
++



Примечание. Знаком "++++" указаны главные типы зон, определяющие МГ- облик провинций; остальное — менее характерные.
меди. С интрузивной фазой (это – сложные дифференцированные и недифференцированные интрузии от ультраосновных до кислых и щелочных пород) с ними связаны Сu-Ni- мния типа Инсивы в Южной Африке и Норильского района на
Сибирской платформе.
Во второй цикл развития платформ широко проявлены
вулканические аппараты центрального типа, включая алмазоносные кимберлиты. Магматизм этого цикла трёх-этапен: вулканизм аппаратов центрального типа, эффузивный и интрузивный.
Ю.А. Билибин утверждал, что «на платформах не встречаются признаки деятельности магматических очагов..., расположенных в сиалической оболочке»... они питаются магмой из
очагов базальтового слоя.
МГ платформенных зон активизации. Процессы активизации платформенных структур не обнаруживают, как правило, отчетливо выраженной зависимости от режима развития
геоструктур обрамления и носят автономный характер. Как
следует из предыдущей фразы, вероятно, здесь имеется в виду
автономная тектоно-магматическая активизация (АТМА) – по
А.Д. Щеглову. Однако представлена она А.И. Кривцовым отлично от описаний А.Д. Щеглова. Поэтому, учитывая слабую
разработанность учения о зонах АТМА в приложении к Южному Уралу, рассмотрение позиции А.И. Кривцова здесь
уместно.
85
Активизация обычно проявляется многоступенчато, в несколько временных интервалов и может охватывать любые
элементы платформ.
По представлениям Ю.Г. Старицкого, на ранних периодах
активизации на периферии платформ формировались прогибы
с интенсивным трапповым вулкано-плутонизмом. Эти прогибы сходны с зонами тектоно-вулканической протоактивизации, по В.И. Казанскому, и характеризуются следующими
продуктами рудогенеза:
сульфидными медно-никелевыми (с кобальтом и платиноидами) м-ниями в расслоенных интрузивах трапповой вулканоплутонической ассоциации;
железорудными магномагнетитовыми м-ниями, связываемыми с траппами;
метаморфическими м-ниями графита на контактах интрузивов с угленосными толщами;
м-ниями самородной меди ("медно-цеолитовая" формация)
в вулканитах образованиях;
низкотемпературными м-ниями исландского шпата, барита
и целестина в траппах;
проявлениями жильной свинцово-цинковой минерализации
в связи с интрузивными со-ставляющими трапповой вулканоплутонической ассоциации.
К поздним периодам активизации, которые не зависят от
ранних и могут проявляться самостоятельно, принадлежат зоны ТМА со щелочно-ультраосновными интрузивными комплексами, иногда с сопутствующим вулканизмом. В таких зонах ведущее значение имеют следующие продукты рудообразующих процессов:
карбонатитовые м-ния перовскит-титаномагнетитовых,
апатит-магнетитовых, апатит-нефелиновых руд, флогопита,
редких металлов и редкоземельных элементов в щелочноультраосновных интрузивах центрального типа;
86
месторождения алмазов в кимберлитовых и лампроитовых
трубках и дайках.
Эти объекты имеют магматогенную природу, контролируются разломами глубокого заложения и не обнаруживают
отчетливо выраженной зависимости от состава и строения
верхних частей активизированных платформенных структур.
Алмазоносные кимберлиты и лампроиты по сравнению с веществом мантии обогащены летучими и литофильными компонентами (К, U, Тh, СO2, H2О и др.). Источником повышенных концентраций этих компонентов является земная кора.
Магмы рождены плавлением раннепротерозойских осадков,
затянутых субдукцией под архейские щиты и перегреты. В
них длительное время происходила дифференциация. Алмаз
формировался за счет С-осадков, содержащих карбонаты и
органическое вещество. Кимберлиты и лампроиты находятся
только в области развития архейской континентальной коры.
Трубки взрыва расположены над зонами поддвига плит свекофенского возраста. Алмазоносные диатремы отстоят от
фронта поддвига на расстоянии 400-650 км.
Для гранитогнейсовых ядер определяющее MГ-значение
имеют процессы метаморфогенного рудообразования. Явления метаморфизма древнейших толщ весьма разнообразны по
особенностям и интенсивности и включают региональный метаморфизм высоких ступеней, интенсивный метасоматоз и ультраметаморфизм – до возникновения вторичных расплавов и
парапегматитов.
В качестве главных продуктов рудогенеза в гранитогнеисовых комплексах щитов и кристаллических массивов выделяются
следующие:
а) рутил-кианитовые и андалузитовые м-ния в кристаллических сланцах и гнейсах,
б) магнетитовые, людвигит-магнетитовые и флогопитовые
скарноподобные образования в карбонатных толщах и метасе87
диментах;
в) парапегматиты (редкоземельные, мусковитовые, полевошпатовые).
Зеленокаменные пояса представляют собой древнейшие линейные прогибы с вулка-ногенным заполнением, располагающиеся между гранитогнейсовыми выступами. Эти пояса обладают сходством с эвгеосинклиналями фанерозоя, но отличаются
от них по основным формационным и МГ характеристикам.
Зеленокаменные пояса сформированы на гранитогнейсовом
основании и сложены преимущественно продуктами мантийных
выплавок - базальт-коматиитовыми сериями. Толеитовые базальты обычно открывают разрезы поясов и сменяются коматиитовыми ассоциациями, образованными эффузивными и интрузивными фациями ультраосновного состава. Толеиты и коматииты могут чередоваться в разрезах. В некоторых поясах
присутствуют вулканиты умеренно кислого и кислого состава,
сменяющие во времени толеитовые базальтоиды и ультрабазиты. Развиты подчинённо вулканогенно-осадочные образования. В части массивов известны массивы натриевых гранитоидов.
МГ-облик зеленокаменных поясов определяют следующие
продукты рудогенеза: медно-никелевые и никелевые м-ния в
расслоенных эффузивных и интрузивных фациях ультраосновного состава;
медно-никелевые и никелевые м-ния в расслоенных эффузивных и интрузивных фациях ультраосновного состава;
серноколчеданные (пиритовые, пирротиновые, магнетитпирротиновые) руды, ассоциирующие с толеитовыми базальтами и кислыми вулканитами и обычно локализованные в осадочных пачках;
цинково-медноколчеданные руды, приуроченные к вулканитам умеренно кислого и кислого состава и залегающие в верхах
разрезов дифференцированных вулканогенных формаций;
железистые кварциты в вулканогенно-осадочных и осадоч88
ных отложениях, завершающих вулканогенные (базитгипербазитовые) части разрезов зеленокаменных поясов.
Сингенетичность указанных продуктов рудогенеза соответствующим геологическим формациям определяет временные
МГ ряды, соответствующие приведенной выше последовательности м-ний и определяющих МГ- зональность — первично
вертикальную, а в дислоцированных поясах — горизонтальную.
Метаморфизм различной интенсивности, обычно проявленный
в зеленокаменных поясах, приводит к существенному изменению как форм и состава рудных тел, так и их соотношений с
вмещающими породами. Вместе с тем, во многих поясах интенсивность метаморфизма не столь высока, и м-ния существенно
не отличаются от однотипных продуктов более поздних МГэпох.
Специфические объекты зеленокаменных поясов – золоторудные жильные и шток-верковые м-ния в метаморфизованных вулканитах основного состава. Эти объекты относят к метаморфогенно-гидротермальным; в некоторых случаях они
пространственно связаны с натровыми гранитоидами, завершающими формирование зеленокаменных поясов.
Протогеосинклинали - долгоживущие мобильные зоны,
которые располагаются между выступами гранитогнейсовых
комплексов, обладающих чертами общности и с зеленокаменными поясами архея, и с геосинклиналями фанерозоя, но отличаются рядом специфических черт. Некоторые исследователи не проводит различий между протoгeосинклина-лями и более ранними зеленокаменными поясами,
Протогеосинклинали представляют собой либо перикратонные мобильные зоны, либо внутриконтинентальные рифтогенные прогибы. Протогеосинклинали могут иметь и вулканогенное, и вулканогенно-осадочное заполнение, что определяет специфику их МГ.
Протогеосинклинальным прогибам свойственны следующие
продукты рудогенеза:
серноколчеданные, цинково-медноколчеданные и медно89
цинково-колчеданные м-ния в дифференцированных вулканогенных формациях натровой серии базальтоидов;
колчеданно-полиметаллические м-ния в терригенных и терригенно-карбонатных толщах, содержащих в резко подчиненном количестве вулканогенные образования;
титановые и титаномагнетитовые руды в габброанортозитовых комплексах;
хромитовые руды в дунит-гарцбургитовых массивах;
железистые кварциты, ураноносные железистые кварциты и
марганецсодержащие железистые кварциты, залегающие в
кремнистых отложениях верхних частей вулканогенных разрезов либо среди метаседиментов;
сидеритовые и гематитовые руды в терригенно-карбонатных
отложениях;
золоторудные м-ния метаморфoгeнно-гидротермального происхождения в черно-сланцевых толщах.
Протоплатформенные чехлы отвечают наиболее ранним длительным периодам существования относительно стабильных областей земной коры, сопровождавшимся мощными процессами седиментогенеза. В пределах протоплатформенных чехлов выделяются зоны интракратонных и перикратонных впадин с существенно повышенными мощностями отложений. Перикратонные
впадины могут примыкать к миогеосинклинальным зонам протогеосинклиналей при постепенных переходах между ними.
МГ протоплатформенных чехлов характеризуется ведущей
ролью седиментогенных рудообразующих процессов, среди продуктов которых наиболее значительны следующие:
золотоносные урансодержащие конгломераты в мощных терригенных отложениях перикратонных прогибов;
медистые песчаники (с Со, иногда с Zn и Pb) в осадочных
толщах краевых частей перикратонных и интракратонных прогибов;
золото-урановые и уран-ванадиевые м-ния в черносланцевых
толщах;
титаноносные терригенные толщи (древние россыпи).
90
Зоны протоактивизации соответствуют тем частям земной
коры, в которых после консолидации геоструктур, включая становление протоплатформенных чехлов, в конце архея — среднем протерозое проявились принципиально иные тектономагматические процессы со специфической МГ.
В.И. Казанский выделяет четыре типа зон протоактивизации:
тектоно-плутонический,
тектоно-вулканический,
тектонометаморфический и тектоно-метасоматический. Природа зон тектоно-вулканической протоактивизации остается дискуссионной.
Эти зоны, представленные прогибами с интенсивным базальтоидным вулканизмом, сопровождающимся базит-гиперба-зитовыми
интрузивами, имеют рифтогенное происхождение, но по ряду характеристик отличаются и от зеленокаменных поясов, и от протогеосинклиналей. Названые типы зон протоактивизации различаются по продуктам рудогенеза, среди которых наиболее важны
следующие:
м-ния медно-никелевых руд, платиноидов, титаномагнетитовых
руд и хромитов в крупных расслоенных базитовых и гипербазитовых комплексах, характерных для зон тектоно-плутонической
активизации;
карбонатитовые м-ния с железом, апатитом, медью, флогопитом, редкими металлами и редкоземельными элементами в
связи с ультраосновными щелочным и комплексами;
жильные м-ния “пятиэлементной" формации;
пегматитовые и грейзеновые с оловом и вольфрамом в связи с гранитоидами;
м-ния медно-никелевых руд в расслоенных базитгипербазитовых массивах, ассоциирующих с вулканитами зон
тектоно-вулканической активизации;
м-ния самородной меди (так называемая “медно-цеолитовая”
формация) в базальтоидах зон вулкано-тектонической активизации;
серноколчеданные (пирит, пирротин) руды в осадочных пачках среди вулканитов зон тектоно-вулканической протоактивизации;
91
щелочные метасоматиты с TR- минерализацией в зонах тектоно-метасоматической протоактивизации.
В зонах тектоно-метаморфической протоактивизации рудогенез обеспечивается преобразованием и перегруппировкой
ранее возникших скоплений рудного вещества. Не исключено,
что с процессами протоактивизации следует связывать возникновение метаморфогенно-гидротермальных м-ний, находящихся в рассмотренных выше МГ- обстановках.
МГ чехлов неактивизированных платформ определяется
седиментогенными процессами, вызывающими образование
новых скоплений рудного вещества и перераспределение его
ранее возникших концентраций с накоплением в новых обстановках.
Ведущее значение среди продуктов рудогенеза в платформенных чехлах имеют следующие:
стратиформные м-ния меди (иногда с цинком и свинцом) в
пестроцветных терригенных формациях краевых частей
эпиплатформенных прогибов;
стратиформные м-ния свинца и цинка в карбонатных толщах на границах палеопрогибов с палеоподнятиями;
осадочные м-ния железа и марганца в терригенных, реже
терригенно-карбонатных формациях окраинных частей перикратонных и интракратонных мелководных прогибов;
урановые и уран-ванадиевые месторождения в обломочных
отложениях; ванадиеносные углистые отложения;
остаточные м-ния железа, никеля и кобальта, бокситов в
корах выветривания;
осадочные м-ния, бокситов — переотложенные коры выветривания;
древние и современные россыпные м-ния золота, платины,
алмазов, ильменита, циркона, монацита, хромитов.
МГ ОБЛАСТЕЙ АВТОНОМНОЙ
ТЕКТОНО-МАГМАТИЧЕСКОЙ АКТИВИЗАЦИИ (ТМА)
92
В этом разделе приведены сведения о зонах ТМА по А.Д.
Щеглову, в какой-то мере повторяющие изложенное ранее.
А.И. Кривцов и А.Д. Щеглов с разных позиций освещают зоны ТМА. И тот и другой приводят заслуживающие внимания
факты и их объяснение. Поэтому принятое изложение можно
расценивать как оправданное. Учение о негеосинклинальных
подвижных структурах земной коры или областей ТМА суммирует знания о закономерностях размещения рудных м-ний, не
укладывающихся в стандартные рамки МГ-схем связи рудных
м-ний только с геосинклинальными зонами и платформами. МГ
областей ТМА – сложная проблема, многие аспекты её изучены
недостаточно. Нет единой точки зрения на особенности тектонического развития ТМА, их положение в общей эволюции региональных структур и на природу процессов ТМА; для них
применяется разная терминология и т. д. Всё это фактически
показано и А.И. Кривцовым выше.
Процессы ТМА это – комплекс наложенных тектонических и магматических явлений, ведущих к структурной перестройке консолидированных сооружений в доплатформенную
континентальную стадию развития земной коры. Наложение процессов ТМА и их развитие на консолидированных структурах
выделяет эти процессы в особую группу «ТМА» и отличает
особенности геологических процессов от происходящих в складчатых областях.
Области ТМА делятся на два типа по развитию рудных
процессов и специфике МГ.
Первый тип — области ТМА в консолидированных рамах
геосинклинальных прогибов в связи с развитием последних («отраженная» или «сателлитовая» активизация – в понимании М. И.
Ициксона, А. И. Семенова и А.Д. Щеглова; «резонансная» активизация – по Ю.М. Пущаровскому и В.Т. Матвеенко, «ревивация»  по М.С. Нагибиной).
Второй тип – области ТМА, независимые от развития геосинклинальных прогибов (активизация - по М. С. Нагибиной,
автономная активизация – по Щеглову А.Д., «дива» по Чен Го93
да, В. Л. Масайтису и Ю. Г. Старицкому, эпигонали – по
Ю.В.Комарову и П. М, Хренову; «некоторые сводово-глыбовые
области» – по Г.Ф. Мирчинку, Д.И. Горжевскому, Е Д. Карповой
и В.Н. Козеренко).
В областях ТМА совмещаются рудные м-ния, возникшие
в разное время и в разных условиях. Тектонические движения
этапа ТМА в значительной мере определяются степенью консолидации нижнего структурного этажа. Она влияет и на
строение платформенного чехла, его мощность, устойчивость, фации, дифференциацию на конседиментационные
прогибы и поднятия и, в конечном счёте – на специфику МГособенностей.
Для образования постмагматических месторождений
наиболее благоприятны условия, когда мощность платформенного чехла меньше 4-5 км. Если фундамент опущен при
полных разрезах осадочного чехла до 8-10 км, то магматизм
проявлен слабее, а месторождения относятся к телетермальному типу (Алданский щит). Определяющее влияние структурных этажей на локализацию оруденения проявлено в районах, где они чётко различаются по составу и степени метаморфизма пород; если же различия невелики, то эндогенное
оруденение распространяется из одного этажа в другой практически без изменений.
Разрывные нарушения в областях ТМА развиваются
«сверх длительно», особенно в пограничных зонах активизированных платформ, делящихся на зоны длительного сквозного и краткого временного развития.
Для областей ТМА характерны:
 возникновение в после платформенную континентальную стадию развития земной коры на жестком консолидированном субстрате разновозрастных складчатых областей, платформ и крупных срединных массивов (с выведенными на поверхность структурами древнего фундамента);
— наличие самостоятельных тектонических элементов
(вулканических впадин, приразломных угленосных депрес94
сий, зон долгоживущих разломов и рифтовых зон), для которых типичны наложенность, практически полная независимость в развитии от структур субстрата и специфические геологические формации;
 проявление на площади разновозрастных и разнотипных структур (платформ и складчатых областей, разновозрастных складчатых областей, срединных массивов и складчатых областей и т. д.);
 формирование во многих регионах на значительном удалении от одновозрастных геосинклиналей;
 широкое проявление щелочных основных магм и устанавливаемая общая эволюция магматических продуктов от кислых к основным; всегда трещинные субвулканические интрузивные тела и их тесная связь с вулканитами; интенсивное
проявление магматизма в центральных частях областей активизации в удалении от геосинклиналей;
 типичный разрез тектоносферы, резкое уменьшение сиалического слоя за счет увеличения базальтового при общей
незначительной мощности земной коры и относительно малых глубинах залегания мантии;
интенсивные гравитационные депрессии и отрицательные
изостатические аномалии; высокие тепловые потоки;
 повышенная сейсмичность и мелкофокусные землетрясения;
 специфический комплекс эндогенных месторождений, характерных только для данных структур, и наличие месторожденийиндикаторов ТМА.
На Алданском щите и Южно-Китайской платформе выявлено, что рудные месторождения автономной ТМА накладываются на рудные образования платформ: в раннем докембрии в
связи с формированием кристаллического фундамента образовались контактово-метасоматические месторождения флогопита, железа и хрусталеносные жилы; в платформенных условиях возникали щелочно-ультраосновные интрузии центрального типа с платиной и редкометальной минерализацией, а в
95
ходе мезозойской ТМА  гидротермальные месторождения
золота, молибдена и флюорита.
Области ТМА это  крупные рудные провинции, в которых сосредоточены многие уникальные по масштабам эндогенные месторождения промышленного значения. Процессы автономной ТМА охватывают различные по геологическому строению и истории развития структуры, наиболее
отчетливо проявляясь на площадях: древних складчатых
областей протерозойского или палеозойского возраста (Западное Забайкалье, Тянь-Шань, Восточная Монголия, Восточные Саяны и др.), срединных массивов с выведенным
на поверхность докембрийским складчатым основанием
(Родопский, Чешский, Буреинский, Центрально-Французкий и др.) и на территориях некоторых древних платформ и их
щитов (Африка, Бразилия, Канада, Алдан и др.).
В развитии областей автономной активизации устанавливаются две самостоятельные стадии, каждой из которых соответствуют определённые наложенные структуры, отражающие
специфику тектонического режима. В первую стадию обычно
возникают наложенные пологие прогибы, выполненные континентальными вулканогенно-обломочными формациями.
Они образуются в связи с возникновением крупных разломов,
придающих субстрату, на котором закладываются эти структуры, блоковое строение. Обычно такие прогибы имеют изометрическую форму; слагающие их толщи в целом слабо дислоцированы, хотя в них наблюдаются характерные явления
"приразломной" складчатости. С образованием таких структур
связано проявление трещинных, часто субвулканических интрузий различного состава, сопровождающихся разнообразной минерализацией. Интрузии обычно многофазны и их становление тесно переплетается с вулканическими излияниями.
Такие структуры широко развиты в областях ТМА Западного
Забайкалья и Восточного Саяна, Кураминской зоны Тянь-Шаня и Восточной Монголии, а также в пределах Чешского,
96
Верхне-Рейнского, Родопского, Буреинского, Уссури-Ханкайского и Восточно-Монголького срединных массивов.
В областях активизации платформ и их щитов эта стадия
выражена неотчетливо и практически отсутствует; ее проявление намечается в виде небольших покровов кислых и щелочных эффузивов, которые предшествуют становлению сложных интрузивно-вулканогенных комплёксов, например, на
Африканской платформе (Западная Африка, плато Джос и
массив Аир) и Алданском щите. В эту стадию, видимо, возникают крупные поля щелочных эффузивов в зоне Великих разломов Восточной Африки.
Вторая стадия активизации характеризуется возникновением «наложенных терригенных впадин», выполненных грубообломочными континентальными угленосными отложениями. Эти структуры обычно обрамлены крупными зонами долго живущих тектонических нарушений. Иногда это – вытянутые вдоль разломов депрессии, разобщённые поперечными перемычками-поднятиями, сложенные породами фундамента; в
этих случаях возникают гирлянды впадин (Забайкалье, Бразилия, Китай). Иногда более крупные межгорные прогибы имеют изометрическую форму (Алдан, Западная Африка и др.).
Общие особенности таких структур – их наложение и независимость развития от структур субстрата, а также тесная связь
с разрывными нарушениями, грубообломочный состав выполняющих их толщ и значительная мощность последних.
В областях активизации с развитием таких структур проявлены небольшие по размерам и сложные по составу основные щелочные интрузии; в завершающие периоды активной
жизни впадин и обрамляющих их разломов в некоторых
регионах происходят значительные излияния базальтов.
«Наложенные терригенные впадины» известны в областях
активизации складчатых зон (Тянь-Шань, Западное Забайкалье, Скалистые горы и др.), срединных массивов (Родопский, Чешский, Восточно-Монгольский, Буреинский и
97
др.), платформ (Африканская, Индийская) и их щитов
(Туарегский, Алданский, Канадский и Бразильский).
Не во всех областях активизации проявляются обе стадии: обычно в областях активизации платформ и их щитов
первая стадия в форме «наложенных вулканогенных прогибов» выпадает, хотя интрузивный магматизм, свойственный
данной стадии и проявляющийся в виде сложных интрузивновулканогенных комплексов, выражен очень отчетливо (Африканская платформа, Алданский щит и др.).
Среди областей автономной ТМА выделяются две крупные группы структур, которые соответственно подразделяются на шесть типов. К первой группе относятся области автономной активизации, в которых отчётливо выражены наложенные структуры, возникшие в связи с широким развитием
разрывных нарушений. Первый тип таких областей: регионы с
чётко выраженными наложенными прогибами, выполненными
континентальными вулканогенными образованиями (1-ая стадия), и угленосные депрессии с континентальными терригенными отложениями (2-я стадия). Примеры: Западное Забайкалье, Буреинский, Чешский и Родопский срединные массивы, в
пределах которых отчетливо выделяются разновозрастные наложенные структуры указанных типов.
Ко второй группе областей автономной ТМА относятся
регионы, в развитии которых ведущее значение принадлежит
разрывным нарушениям, проявляющимся, как правило, без
наложенных структур. Иногда вдоль крупных зон разломов
образуются мелкие локальные приразломные впадины, выполненные вулканогенными и терригенными породами, но они не
играют определяющей роли в развитии таких зон активизации. Для этой группы областей характерно повторяющееся
оживление древних разломов и структурных швов. Вдоль разломов отмечаются следы перемещения крупных масс, а всей
области активизации присущ вид мозаики, поскольку её тектонические блоки перемещались в разных направлениях и с разной амплитудой. При этом возникали «пучки» разломов и сис98
темы разломов «лестничного» типа. Выделяются области активизации с проявлением магматизма и практически без него,
хотя в последнем случае почти всегда известны одновременные процессам активизации магматические образования.
Выделенные шесть главных типов областей автономной
ТМА имеют черты сходства. Особое положение занимают области ТМА с мощным осадочным чехлом платформенного типа, в пределах которых развиты телетермальные м-ния; им
свойственен весь «набор» признаков, присущих областям автономной ТМА, хотя и несут чётко выраженный индивидуальные черты. Эти типы областей ТМА  прежде всего геологотектонические типы, отличающиеся по МГ-особенностям. В
ряде случаев один геолого-тектонический тип областей ТМА
несёт строго специализированное оруденение, что увеличивает число МГ-типов сходных структур.
Наиболее пёстрый спектр м-ний возникает в первую стадию активизации. Известны оловоносные, вольфрамоносные и
молибденоносные грейзены, высокотемпературные гидротермальные оловорудные и вольфрамовые м-ния, редкоземельные карбонатиты и альбитизированные колумбитоносные граниты, среднетемпературные оловянные, вольфрамовые, молибденовые и золотые м-ния, обычно формирующиеся в несколько стадий при интенсивном проявлении в некоторых
случаях сульфидного оруденения, а также полиметаллической, медной, урановой минерализации и м-ний пятиэлементной формации. Они связаны с небольшими трещинными интрузиями пёстрого состава, расположены в полях развития даек (Джидинское вольфрамовое м-ние в Забайкалье, полиметаллические м-ния: Пршибрам в Чешском массиве и Кураминской зоны Тянь-Шаня, некоторые урановые м-ния Канадского
щита – Эльдорадо и др.).
99
Во вторую стадию формируются м-ния эпитермального
типа: флюоритовые, баритовые, полиметаллические, золоторудные, вольфрамовые, урановые, сурьмяные и марганцевые.
Флюоритовые м-ния пространственно тяготеют к комплексу
субвулканических основных щелочных интрузий, отличающихся большим сходством, несмотря на пространственную
разобщённость областей ТМА. Такие интрузии выявлены в Западном Забайкалье, Канаде, Родопском и Чешском массивах,
Южной и Западной Африке, Бразилии.
Эндогенные м-ния областей ТМА пространственно связаны с наложенными структурами, что особенно характерно для
эпитермальных м-ний второй стадии активизации: они располагаются в обрамлении наложенных угленосных депрессий
(Забайкалье, Родопы, Монголия и др.). В Чешском и Буреинском срединных массивах оловорудные м-ния приурочены к
впадинам, выполненным вулканогенными толщами; в Родопском массиве к сходным структурам тяготеют полиметаллические м-ния. В Западной Африке в пределах наложенных меловых впадин Южной Нигерии сосредоточены Pb-Zn- м-ния и
т.д.
Ведущий фактор локализации эндогенных м-ний ТМА –
тектонический. В ряде районов значительна роль благоприятных литологических факторов (в сочетании со структурными),
контролирующих размещение богатых руд (Тянь-Шань). Роль
магматического фактора типична преимущественно редкометальным м-ниям первой стадии активизации, приуроченным к
трещинным интрузиям. Ассоциации м-ний с дайковыми полями обычны для полиметаллических, реже редкометальных м-ний первой стадии активизации, протяжённые дайки иногда
служат благоприятными рудолокализующими структурами
(Пршибрам, Чехословакия; Кураминская зона Тянь-Шаня).
100
Многим областям ТМА свойственно линейное размещение м-ний, контролируемое зонами долгоживущих разломов, с
которыми сопряжены рудные зоны, районы, узлы. Иногда в
областях ТМА возникают крупные наложенные рудоносные
структуры или рудные пояса. Их нет в областях автономной
активизации срединных массивов, где оруденение локализуется в рудные районы изометрической формы или в локальные
рудные зоны, что свойственно областям активизации складчатых систем и платформ. Такие рудные пояса протягиваются на
1000 км и более при ширине 200-300 км (Джидинский Мо-Wпояс Забайкалья, Sn-пояс Западной Африки и оловянновольфрамовый пояс Китая). Весьма отчетливо выделяются
флюоритовые рудные пояса Забайкалья (Нерча-Хилокский) и
Восточной Монголии. Намечается крупный пояс флюоритовых м-ний в прибрежных районах Бразилии. Протяженный пояс ртутно-сурьмяных м-ний установлен в активизированных
структурах на юге Китайской платформы. В Восточной Африке
выделен крупнейший пояс редкоземельных м-ний, приуроченный к зоне Великих разломов. Менее значительны по размерам рудные пояса с полиметаллической минерализацией (Прибайкалье, Тянь-Шань).
Формирование областей автономной активизации и связанных с развитием эндогенных м-ний в различных регионах
происходит в разное время. Наиболее широко распространены в областях автономной активизации мезозойские и кайнозойские м-ния. Позднепалеозойские м-ния известны в активизированных областях некоторых складчатых зон и платформ.
К ним, в частности, относятся редкоземельные м-ния Саян и
зоны Великих разломов Восточной Африки.
В областях ТМА восточно-азиатского сегмента Земли
эндогенные м-ния возникают в основном в юрско-меловое
время (Алдан, Монголия, Китай и Корея). .
Вторая стадия активизации и связанные с ней эпитермальные м-ния в большинстве случаев проявляются в позднем мелу — раннем палеогене. Таков возраст, в частности,
101
флюоритовых и полиметаллических м-ний второй стадии активизации Западной Африки, залегающих в отложениях мела, а также эпитермальных м-ний срединных массивов Западной Европы.
Кайнозойские области активизации с присущим им набором эндогенных м-ний развиты более ограниченно. Таковы
Родопский срединный массив, Южный Тянь-Шань и, видимо, Скалистые горы в США.
Процессы автономной ТМА характерны не только для
молодых, но и для древних эпох. Я. Н. Белевцев и др. в Украинском кристаллическом массиве выделили зоны активизации протерозойского возраста. Я. Кутина выявил в пределах Канадского щита крупную рифтовую зону, к которой тяготеют протерозойские и раннепалеозойские рудные м-ния и
на новом фактическом материале показал широкое развитие
процессов активизации в различных регионах мира (Канада,
Индия, Мадагаскар, США) и отметил их важное значение
для локализации крупных по масштабам м-ний полезных ископаемых.
Несмотря на значительное сходство МГ- особенностей разновозрастных областей ТМА, развивающихся на различном
субстрате, тождественных по набору эндогенных м-ний актитивизированных областей нет. Каждая из этих структур отличается характерными чертами МГ. М.И. Ициксон приводит следующую схему классификации типов ТМА.
По особенностям проявления эндогенного оруденения А.Д.
Щегловым выделены девять металлогенических типов областей
автономной активизации.
Тип А. Области активизации с развитием редкоземельной
минерализации в связи со сложными часто интрузивно-вулканогенными комплексами щелочных пород (Саяны, Во- сточная
Африка, Бразилия). Для карбонатитовых м-ний наряду с редкоземельной характерно интенсивное проявление флюоритовой минерализации (Восточно-Африканский подтип).
102
Тип Б. Области активизации с широким развитием высоко темпеpaтурных Sn-W-х реже Мо-х и висмутовых м-ний
(Чешский, Центрально-Французский, Буреинский, Уссури-Ханкайский, Корнуолл и др. срединные массивы; Западная Африка)
Типы тектоно-магматической активизации,
Самостоятельный (вне
Сопряжённый
связи с развитием складскладчатых
чатых
стей)
Планетарно-линейный
(линеаментный);
магматизм
Ареальный
реннокислый,
Sn, Pb  Zn-Ag
Hg, Mo, В
Au — Ag (эпитерм..),
Cu, Mo (?)
(с
развитием
облаобластей)
кислый,
умесредний;
Забайкальский;
Китайско-Корейский;
магматизм основной
магматизм кислый;
щелочной;
Sn, W, Sb, Hg,
CaF2, Au  Аg
Pb — Zn, Be, Та, Nb
(эпитерм.)
Au W  Hg Sb,
Алданский;
магматизм щелочной;
Au,
103
Mo
Pb, Zn
.
Подтип Западно-Африканский или Нигерийский — широкое развитие колумбитоносных гранитов.
Подтип Корнуолла — тесная связь Sn-минерализации с медной.
Подтип Чешского массива — наряду с редкометальной
развиты полиметаллическая и пятиэлементная минерализация.
Тип В. Области активизации с преобладающим развитием вольфрамовых м-ний (часто обогащенных сульфидами), при
подчинённом значении оловянных (Западное Забайкалье, Восточная Монголия, Испанская Мезетта, Китай, Корея).
Подтип Испанской Мезетты — развитие золоторудных и
полиметаллических с редкометальными.
Тип Г. Области активизации с развитием медных, молибденовых и полиметаллических м-ний (Скалистые горы, Карамазар).
Тип Д. Области активизации с полиметаллическими и
медно-полиметаллическими м-ниями (Родопы).
Тип Е. Области активизации с урановыми м-ниями (Канадский щит).
Тип Ж. Области активизации с преобладающим развитием флюоритовых и реже баритовых и полиметаллических м-ний (Чешский массив, Забайкалье, Буреинский массив, Бразилия, Монголия и др.).
Тип 3. Области активизации с сурьмяными (подчиненными ртутными) и полиме-таллическими месторождениями.
П о д т и п Армориканского массива  с интенсивным
проявлением сурьмяного оруденения (Армориканский массив,
Южная Африка, Китай).
Подтип Центрально-Французского массива — с интенсивным проявлением полиметаллического оруденения, связанного
с сурьмяным (Центрально-Французский и Верхне-Рейнский
массивы, Гарц, Нигерия, Испанская Мезетта).
104
Тип И. Области активизации с развитием сложной эпитермальной минерали-лизации — F, W, Au, Sb, Ва, Рb, Zn,
Mn (Скалистые горы, частично Забайкалье).
Алмазоносные кимберлиты и лампроиты по сравнению с
веществом мантии обогащены летучими и литофильными
компонентами (К, U, Тh, CO2, Н2О и др.). Источником повышенных концентраций этих компонентов является земная кора.
Обычно оруденение представлено сложным сочетанием мний, но, как правило, с преобладанием одного вида минерализации над другим. В ряде случаев одна область активизация может отличаться интенсивным развитием разных м-ний, и тогда она будет нести специфические черты различных МГ- типов.
В областях ТМА, развивающихся в одну стадию, м-ния
часто несут признаки оруденения обеих стадий. Это отчетливо выражается в проявлении интенсивной флюоритовой минерализации, которая, однако, подчинена, главному, чаще
всего полиметаллическому, оруденению (Кураминская зона
Тянь-Шаня, Прибайкалье, Алдан).
Эндогенные м-ния первой и второй стадии активизации
несут близкий набор элементов. И в тех, и в других ведущее
значение имеют Pb, Zn, U, Ag, Au, F, Mn, реже Ba и Sr. А Sn
и W, Mo, Bi и Cu свойственны только месторождениям первой
стадии активизации и в ней образуют крупные концентрации.
Эндогенным рудным процессам второй стадии свойственны Sb
и Hg, практически не образующие больших концентраций в м-ниях первой стадии, и в значительно большей степени F, Ba и
Mn. В урановых и полиметаллических м-ниях первой и значительно реже второй стадий активизации иногда широко развиты
Ni- и Co- минерализации, фиксируемые в арсенидах и сульфоарсенидах.
В м-ниях областей активизации имеются элементы-индикаторы, типичные для эндогенных рудных процессов. Один из
таких специфических элементов  марганец. В м-ниях первой
стадии он входит в гюбнерит, триплит, родонит, родохрозит,
105
манганокальцит и реже в окислы марганца. В эпитермальных
м-ниях второй стадии основное значение имеют окислы и гидроокислы марганца при ограниченном развитии других марганцевых минералов. Так, в Джидинском вольфрамовом м-нии
(Забайкалье) марганец накапливается в гюбнерите, триплите и
родохрозите, в некоторых урановых м-ниях — в родохрозите,
в ряде полиметаллических м-ний — в родоните, родохрозите и
манганокальците (Родопский массив, Тянь-Шань), а в виде
окислов — в жилах халцедоновидного кварца с флюоритом
или в самостоятельных телах в эпитермальных м-ниях Западного Забайкалья, Чешского, Верхне-Рейнского, ЦентральноФранцузского мaсcивов и других областях активизации.
Второй элемент-индикатор  фтор, образующий крупные концентрации в м-ниях активированных областей. Для
него типична связь со свинцом и в меньшей степени с
цинком в единых полиметально-флюоритовых м-ниях (Прибайкалье, Кураминская зона, Верхне-Рейнский массив и
др.). Флюоритовые м-ния – надежный индикатор процессов
автономной ТМА. Это важно потому, что процессы ТМА
происходят в континентальную после-платформенную стадию развития земной коры и в них не всегда отчетливо выражены наложенные структуры, позволяющие достоверно
относить регион к активизированным областям. Поэтому
признаки активизации позволяет достовернее оценивать
перспективы крупных регионов. Флюоритовые м-ния — в
большинстве рудных провинций формируются в непосредственной связи с процессами ТМА, они – наиболее молодые
по возрасту и четко контролируются зонами долгоживущих
тектонических нарушений. Все это позволяет оценивать их,
как специфическую группу м-ний, указывающую на процессы ТМА.
О флюоритовых м-ниях как индикаторах процессов активизации. Среди флюоритовых м-ний, формирующихся в условиях автономной ТМА, выделяются три группы:
106
а) флюоритовые и реже барит-флюоритовые м-ния, в
большинстве которых флюорит тесно ассоциирует с халцедоновидным кварцем;
б) сульфидно-флюоритовые м-ния (жильные и стратиформные), в которых полиметаллическая минерализация
часто имеет ведущее значение;
в) флюоритовые м-ния в связи с карбонатитами.
В некоторых регионах между м-ниями первой и второй
групп наблюдаются тесные взаимопереходы, хотя обычно эти
м-ния образуют контрастно обособленные группы.
М-ния первой группы широко распространены в Забайкалье, Монголии, Южном Китае, Западной Европе, Средней Азии,
Африке и других регионах. В Забайкалье и Монголии флюоритовые м-ния формируются в после-нижнемеловое время и приурочены к региональным зонам разломов, обычно обрамляющим наложенные угленосные депрессии. Как правило, м-ния локализуются в оперяющих крупные разрывы трещинах скола. Особенно
отчетливо связь флюоритовых м-ний с процессами ТМА выявляется в Западном Забайкалье, где м-ния располагаются среди
протерозойских и каледонских структур, а их размещение контролируется мезозойскими наложенными впадинами и разломами. Для таких м-ний характерна парагенетическая связь с основным щелочными интрузиями. Сходные особенности проявления
имеют флюоритовые м-ния Юго-Западного Китая, возникающие
в процессе тектонической активизации Южно-Китайской платформы.
Возраст флюоритовых и сульфидно-флюоритовых м-ний
Средней Азии и Западной Европы позволяет предполагать
их формирование в условиях ТМА консолидированных варисских структур. Так, для ряда флюоритовых и сульфиднофлюоритовых м-ний Средней Азии, которые долгое время
относились к палеозойским рудным образованиям, ныне доказывается мезозойский возраст, что указывает на их возникновение в период развития сводово-глыбовых структур.
Данные геологов Германии и Чехословакии однозначно
107
свидетельствуют о том, что флюоритовые и барит-флюоритовые м-ния, относящиеся к так называемому саксонскому
типу минерализации, имеют мезозойский возраст, и их размещение обусловлено особенностями германотипной тектоники. Возраст флюоритовых м-ний Рудных гор колеблется в
интервале 100  170 млн лет. В пределах Чешского массива
флюоритовые м-ния имеют меловой возраст, так как некоторые из них залегают в отложениях турона (м-ние Иилове).
Предположительна связь флюоритовых м-ний с основными
щелочными магмами. Для мезозойских м-ний Западной Европы регенерированное (более древних руд) происхождение
отвергается. Раннемезозойский возраст и флюоритовых м-дений Центрально-Французского срединного массива: и
жильных, и стратиформных, локализующихся в триасовых
и юрских отложениях в обрамлении массива, контролируемых зонами разрывных нарушений.
М-ния флюорита на платформах и их щитах практически повсеместно формируются в мезозое. Это установлено
для Центральной Африки, Индийской платформы, Алданского и Бразильского щитов.
С флюоритовыми м-ниями первой группы порой (Рудные горы, Тянь-Шань) тесно связаны сульфидно-флюоритовые м-ния второй группы, в которых халцедоновидный
кварц имеет резко подчиненное значение при возрастающей
роли карбонатов и сульфидных минералов. В ряде рудных
провинций сульфидно-флюоритовые м-ния представлены
стратиформными залежами и располагаются среди карбонатных толщ на периферии областей активизации (Центрально-Французский массив, Прибайкалье). Такие м-ния
контролируются разрывными нарушениями, однако особенности их локализации определяются суммой различных факторов.
Флюоритовые м-ния в связи с карбонатитами, сложенные телами массивных флюоритовых руд в карбонатитах
или обильной вкрапленностью флюорита в последних, из108
вестны в областях активизации платформ (Африка), их щитов (Канадский, Бразильский) и зон завершенной складчатости (Восточная Сибирь). Наиболее отчетливая связь таких мний с процессами ТМА устанавливается для карбонатитов
зоны Великих рифтов Юго-Восточной Африки, где массивы
ультраосновных щелочных пород и карбонатиты строго приурочены к зонам региональных долгоживущих разломов. Мния флюоритоносных карбонатитов имеют различный возраст. Часть из них сформировалась в палеозое (Восточная
Сибирь), м-ния Африканского континента образовались в
мезозое и кайнозое. М-ния флюоритоносных карбонатитов
всегда древнее низкотемпературных гидротермальных м-ний флюорита. Такие взаимоотношения установлены в Восточной Африке и Бразилии, где жильные флюоритовые м-ния формируются позднее ультраосновных щелочных интрузий, также сопровождаемых флюоритовой минерализацией.
Эндогенные м-ния областей ТМА формируются на малых
глубинах при небольшом внешнем давлении, а в ряде случаев –
при атмосферном давлении, в несколько стадий. Наиболее ранние
сопровождаются редкометальной (W, Sn, Mo) минерализацией, а
более поздние – золоторудной, медной и полиметальной. Редкометальная ассоциирует с самостоятельными сульфидными (PbZn) телами, накладывающимися на существенно W, Sn и Мо руды. Для некоторых Sn и W-х м-ний типично развитие медного
оруденения (Хетчес-Крик в Австралии; Джидинское в Забайкалье; Корнуол в Англии; Китай). Завершается минерализация автономных областей ТМА отложением карбонатов, халцедоновидного кварца с флюоритом, антимонитом, баритом, киноварью,
реже золотом, ураном, дающим в м-ниях второго этапа наиболее
крупные концентрации.
Довольно часта вертикальная зональность, где преобладает
обратная зональность: более высоко температурные минеральные
ассоциации располагаются на верхних горизонтах, а низкотемпературные – на нижних горизонтах. Вертикальный диапазон ору109
денения достигает >1000 м: на м-нии Пршибрам – 1800 м, на SnPb-Zn м-нии Корнуолла и в некоторых Pb-Zn м-ниях Родопского
срединного массива >1000 м, на м-ниях Pb-Zn Кураминской зоны
Тянь-Шаня – на глубину >1200 м. Нередко в областях ТМА проявления магматизма подчинены антидромному порядку, обратному установленному на платформах и геосинклинальных зонах:
процессы магматизма начинаются с внедрения более кислых пород и заканчиваются образованием щелочно-основных пород.
Магматизм в зонах ТМА делят на 3 стадии. Первая стадия
– континентальные вулканогенные формации, пёстрые по составу трещинные, часто субвулканические интрузии, среди
них в разных регионах преобладают кислые, основные, щелочные и смешанного состава; каждой из них типична своеобразная минерализация: Sn-W, Pb-Zn, TR, Mo-W и Au. Разрывные нарушения контролируют размещение вулканоинтруивных комплексов. Часто групповое магмопроявление
связано с пересечением систем разломов с радиальными разрывами. Подобное свойственно Западному Забайкалью, Родопскому и Буреинскому массивам, Алданскому, Канадскому
и Бразильскому щитам. Вторая стадия – образуются наложенные континентальные молассы и угленосные отложения, возникают малые субвулканические интрузии (штоки, лакколиты,
дайки) основных щелочных пород (тешениты, кринаниты,
лимбургиты, шошониты) и ограниченные по площади поля
эффузивов (Западное Забайкалье, Чешский, Родопский, Верхне-Рейнский массивы, Африка и др. районы. С интрузиями
ассоциируют в пространстве и во времени флюоритовые мния эпитермального типа. Щёлочно-основные интрузии Забайкалья отличаются резко повышенной флюоритоносностью.
Третья стадия – проявление магматизма в областях ТМА покровами трахибазальтов, слагающих небольшие плато (оливин-базальтовые формации Западного Забайкалья, Монголии,
Центрально-Французского массива, плато Аир и Тибести в
Западной Африке). На жёстком субстрате (докембрийские
110
толщи платформ) магматизм проявляется без предварительных наложенных впадин с вулканическим выполнением. К
началу ТМА кристаллическое основание древних щитов и
срединных массивов уже значительно эродировано и представляет собой маломощный гранито-гнейсовый слой земной
коры. В м-ниях зон ТМА повышены концентрации марганца,
никеля, кобальта, углерода и эндогенных битумов. В обрамлении областей ТМА располагаются телетермальные м-ния PbSZnS-FeCO3, CaF2-BaSO4 – Pb-Zn и Sb – руд (Силезская, Рейнская
зоны,
массивы:
Армориканский,
ЦентральноФранцузский, Испанской Мезетты – Сантандерская зона на
севере и Сьерра-Морена на юге).
На периферии Кураминской зоны активизации Тянь-Шаня
– рудный район Каратау с полиметаллическими м-ниями телетермального типа. В западном обрамлении зоны мезозойской
активизации Забайкалья – PbS-CaF2-м-ния Прибайкальского
полиметаллического пояса. На северо-западе Алданского щита среди Сm-карбонатных толщ верхнего структурного яруса
и в южном обрамленииБалтийского щита на Русской платформе – телетермальные Pb-Zn-проявления. То есть телетермальные м-ния образуют «бордюр» областей автономной активизации: в карбонатной среде это – стратиформное залежи
(Силезская и Сантандерская зоны, Каратау и Алдан), в песчанико-сланцевых отложениях – протяжённые рудные жилы,
прослеживающиеся на значительные глубины (зоны Рейнская
и Сьерры-Морены с кварцево-карбонатными жилами + барит,
PbS, ZnS). В Лозерской зоне на юге Центрально-Французского
массива в известняках – пластовые залежи полиметаллических
руд, а в гнейсах и сланцах – жильные тела. В рудах таких мний обычен флюорит, образующий иногда самостоятельные
крупные концентрации (Рейнские сланцевые горы, штаты
Кентукки и Иллинойс в США). В Силезии стратиформные залежи полиметаллов содержат халькопирит, борнит, аргентит,
реальгар и редкие сульфосоли.
111
Комплекс рудных м-ний Западной Европы, включающий
Ag-Pb-Zn, Ag-Co-Ni, сидеритовые, гематитовые и марганцовые руды, а также барита, флюорита, сурьмы и ртути, назван
Ю.А. Билибиным западно-европейским типом минерализации.
Это – эталон регионов, где процессы автономной активизации
с их эндогенными м-ниями проявлены весьма интенсивно,
развиваясь в кратонизированных орогенных областях, нередко
проникая в горизонтально лежащие породы верхнего структурного яруса, перекрывающие складчатые толщи.
В заключение раздела о МГ ТМА остановимся на районе
м-ния Суран РБ. Рудная зона, вмещающая крупное флюоритовое м-ние, приурочена к Большеинзерской системе глубинных
разломов – Караташского и Суранского, разделявшие шельфовые области Большеинзерского краевого палеоподнятия и
Суранского черносланцевого прогиба трогового типа. Ныне
эта площадь находится в центральной части Башкирского мегантиклинория блокового строения в Ямантауском антиклинории. Вмещающие породы сложены оса-дочными и вулканогенно-осадочными образованиями рифея. Магматические тела
образуют нижне-, среднерифейский и нижнепалеозойский
комплексы даек базитов и ультраба-зитов, более поздние широко распространённые дайки, небольшие массивы и субвулканические тела основного, среднего и кислого состава.
Наиболее молодой комплекс даек сло-жен габбро и долеритами. Ультрабазиты соответствуют по свойствам норитам. Севернее м-ния Суран известны на небольших площадях кислые
эффузивы, часто встречаются мощные кварцевые жилы. Здесь
же проявлены признаки антидромного магматизма: эффузивная деятельность начинается липаритами и сменяется в следующие фазы базальтоидным магматизмом (хр. Юша). Химический состав пород изучен недостаточно, чтоб судить об особенностях изменения состава в пределах базальтоидов в анти112
дромном процессе. Южнее месторождения Суран обнаружены
щелочные породы.
Разрывные нарушения субмеридионального и северозападного простирания обильны. Среди них различают региональные разломы (надвиги, взбросы и сбросы). К Суранскому
сбросу тяготеют м-ния и проявления флюрита, а также некоторые м-ния магнезита, барита, сидерита, коренного золота (в
кварцевых жилах и с сульфидами), галенита – прожилкововкрапленного типа и проявления меди.
По В.Н. Пучкову(2003 г), «часть рудообразующих процессов на Урале привязана к этапам тектоно-магматической активизации начала среднего рифея и позднего рифея/раннего венда». Для наиболее ранних флюоритов м-ния Суран определён
радиогенный возраст в 1233±15 млн лет (М.Т.Крупенин и
Р.Элмис,2000г.), а для самых молодых – 300 млн лет (данные
Л.М. Черкасова), т.е. активная жизнь зоны охватывает 930 млн
лет! Среди флюоритов различают 8 генераций, что свидетельствует о многоэтапной геологической жизни суранской зоны.
Фториды – типоморфный признак зон ТМА. Во флюоритовых
залежах отмечены гнёзда бурого железняка (по сульфидам) с
золотом до 15-20 г/т, известны вкрапления халькопирита. В
регионе многочисленны разрабатывавшиеся россыпные месторождения золота.
Принято считать, что ТМА – обычно достояние фанерозоя. Суранская зона выбивается из этого ряда. Вероятно, что
её следует отнести к областям автономной ТМА, а по масштабам проявления – к категории активизированных или слабо
активизированных (на уровне известных признаков) зон, ибо
здесь не известны наложенные впадины.
На мелкомасштабной геологической карте Сранская зона
напоминает вытянутую по уральскому простиранию узкую
зону. В этой зоне ТМА, уникальной по длительности активной
113
жизни, обнажён, вероятно, лишь верхний этаж, а глубже возможны находки иных, но типичных для ТМА м-ний и проявлений полезных ископаемых.
Уместно здесь оценить энергетические аспекты процессов
ТМА. О них в МГ-литература умалчивает. Рассмотрим влияние внеземной энергии. Солнечная постоянная равна 1,95
кал/см2.мин; т.е. площадь в 1 кв. км земной поверхности поглощает 1,95х100 000х100 000 или 1,95.1010 кал ежеминутно,
за сутки эта величина возрастает в 60х24 = 1440 раз (до
2,8.1014), за год ещё в 365 раз, (1.1017) кал., в целом на всю поверхность Земли 51.107кв.км. = 5.1025кал. В публикациях фигурирует несколько меньшее количество поглощаемой энергии – 1,36.1024. Из неё только 2,3.1020 (0,0001 – часть) калорий
отражается в космос. Планетарные приливы обеспечивают поступление на Землю сравнимых с приведёнными значениями
энергии. И практически вся эта энергия остаётся на Земле.
0,1% её захватывается биосом, остальное – геологическими
системами. Если процессы гипергенеза и накопления осадков
длятся только 3 млрд лет (для Суранской площади 1,5 млрд
лет), то Земля получила вместе с фоновым космическим излучением за это время минимум 4,1.1033-16.1035 калорий энергии. А все землетрясения и вулканизм Земли требуют расхода
в год лишь 1018 –1019 калорий энергии, которые к тому же
остаются на Земле.
Основной аккумулятор солнечной энергии на Земле – отложения зоны гипергенеза. Вероятно, этим обусловлено проявление зон ТМА только на платформах. Внеземная энергия
длинноволновой частью спектра проникает на значительные
глубины, а коротковолновая – поглощается осадками и с ними
погружается в глубины Земли. Часть её возвращается к поверхности в виде «эндогенного тепла». Так обеспечивается
энергией ТМА. Порой, видимо, подобные зоны ТМА определяют содержание целых МГ- эпох. Для киммерийской эпохи,
например, типичны антидромный магматизм (по материалам
114
Забайкалья) и разнообразие – по генезису и составу руд – мний полезных ископаемых.
МГ
СРЕДИННЫХ
МАССИВОВ
(СрМ)
СрМ – устойчивые участки земной коры, сохранившие
платформенные или близкие к нему особенности развития,
когда вокруг них формировались геосинклинали. Это – остатки структурной поверхности, на которой заложились геосинклинальные прогибы складчатой области (А.Л. Яншин). Разновидности СрМ: 1) догеосинклинальные обломки древних
платформ, 2) обломки зон консолидации ранних геосинклинальных образований (гренвильских, байкальских), 3) обломки площадей ранней кратонизации, протекавшие до заключительных этапов развития геосинклинали (В.Е. Хаин). СрМ –
блоки в геосинклинальных зонах, основание которых сложено
докембрийскими метаморфическими комплексами (А.Д. Щеглов).
В СрМ возможны эндогенные месторождения: а) возникшие до оруденения складчатой области, б) того же возраста,
что и МГ-эпоха складчатой области, в) молодого, наложенного регенерацией СрМ в последующие циклы геологического
развития (В.И. Смирнов). СрМ играют роль геосинклинальных рам, поэтому содержат продукты отражённой активизации. СрМ по составу оруденения соответствуют образованиям, промежуточным между платформами и геосинклиналями
(Х.М. Абдуллаев и О.М. Борисов). СрМ-ам Западной Европы
свойственен поразительно сходный МГ-облик (Е.Е. Захаров).
В истории СрМ различают: а) образование кристаллического основания (обычно – архей и протерозой), б) воздействие процессов формирования геосинклинали, во многих
случаях это воздействие многократное – особенно в полигенных геосинклиналях, возникают разрывы, прогибы (раннепалеозойский Баррандовский прогиб в Чешском СрМ или мезозойский Тырмо-Буреинский прогиб в Буреинском СрМ). При
115
этом одни СрМ сохраняют свою жёсткость и устойчивость,
неуклонно воздымаясь (в Западной Европе, Кокчетавский
СрМ, Буреинский, Ханкайский, плато Колорадо), а другие
опускаются особенно интенсивно в инверсионную и орогенную стадии геосинклиналей. в) Процессы ТМА.
В СрМ развивается разнообразная эндогенная минерализация, более интенсивная в сравнении со смежными территориями. Часто только в них совмещены м-ния всех этапов их
развития: платформенные, орогенные и ТМА: и осадочнометаморфические с пегматитами, и гидротермальные, реже
магматические (иногда платформенного типа) и свойственные
зонам ТМА разного состава и форм проявления. В них особенно широко развиты гидротермалиты и м-ния, возникшие в
процессах ТМА. В локализации рудоносных интрузий и м-ний
ведущую роль играют разрывные нарушения. М-ния СрМ, исключая докембрийские, возникают в приповерхностных условиях, они многостадийны и парагенетически связаны с магматизмом, для некоторых – с вулканическими комплексами,
сложными по строению и составу, где субвулканические породы переплетаются и чередуются с наземными вулканитами.
А.Д. Щеглов выделил 9 МГ-типов СрМ. СрМ с м-ниями
только одного МГ-типа нет.
1) С преобладающим развитием разнообразных докембрийских месторождений – Байкальский, Муйский и Памирский. Ведущие месторождения – пегматитов, флогопита, ляпис-лазури и драгоценных камней.
2) С преобладанием Cu-Ni- минерализации в связи с расслоенными ублтраосновными и основными интрузиями –
Кокчетавский и Бирманский массивы.
3) С Cu-Mo- минерализацией в вулканических поясах и
краевых частях СрМ – Иранский СрМ.
4) С Мо и редкими металлами в связи с трещинными умеренно кислыми интрузиями – Восточно-Алтайский, Омолонский, Паннонский, частично Родопский СрМ.
116
5) С Sn-W- оруденением, ассоциирующим с кислыми интрузиями и вулканитами сходного состава – Чешский, Буреинский, Центрально-Французский, Испанской Мезетты. В них
появляются месторождения 5-ти элементной формации.
6) С ведущим полиметаллическим оруденением, сопровождающим умеренно кислые эффузивы и трещинные интрузии – Родопский, Иранский.
7) С щелочными интрузиями и редкоземельной минерализацией – Сангеленский.
8) С низкотемпературным золоторудным оруденением в
связи с вулканитами – Паннонский и Колорадский.
9) С эпитермальным комплексным Sb-, полиметаллическим, CaF2 и ВaSO4 - оруденением – Арморикинский, ВерхнеРейнский.
В реальных СрМ, например – Чешском, в основании – докембрийские м-ния графита и золота, в геосинклинальных
прогибах - осадочные м-ния Fe, Mn, небольшие м-ния Sn, W и
Mo, в массиве послепермских ТМА-нные Sn, Pb-Zn и пятиэлементной формации, + СаF2, BaSO4, Sb и Mn- м-ния.
СрМ с редкоземельной минерализацией, видимо, не перспективны на Sn-W- оруденение, а пятиэлементные проявления, напротив, могут сопровождаться им.
Набор м-ний СрМ отражает общие закономерности избирательного накопления металлов в истории земной коры: докембрий и ранний палеозой – время м-ний железа, титана, хрома,
платины, кобальта, никеля; поздний палеозой и мезозой –
преимущественно меди, цинка, свинца, бериллия, вольфрама и
олова; поздний мезозой и кайнозой – молибдена, висмута,
сурьмы, ртути, серебра, золота (?), бора и урана. Mo, Cu, Ag,
Hg, B, Sb всё более интенсивно накапливаются в молодых
эпохах, а Fe, Ti, Co, Ni и Р – в наиболее древних. М-ния драгоценных и поделочных камней (рубины, сапфиры, шпинели,
ляпис-лазури, полихромные турмалины) формируются в докембрийских пегматитах и контактных скарноподобных зонах
117
карбонатных пород с ультраосновными интрузиями (Бирманский СрМ). Такие же древние некоторые м-ния хромитов,
графита, асбеста, талька, магнезита (Родопский, Чешский,
Армориканский, Ханкайский и др. СрМ).
Трещинные интрузии разного состава широко развиты в
краевых частях СрМ, с ними связаны м-ния Мо и Сu, часто
образующие комплексные руды и сопровождающие вулканические пояса. Мо- м-ния, ассоциирующие с полиметаллами и
редкометальным оруденением, тяготеют к трещинным интрузиям умеренно кислого состава. В некоторых СрМ близ гранитных интрузий находят золото, а близ щелочных тел редкоземельные карбонатиты (Кокчетавский массив).
В ходе процессов ТМА возникают многочисленные м-ния,
крайне пёстрые по составу, среди них по значению главенствуют гидротермалиты средних и низких температур и малых
давлений. В том числе – Sn-, W- и Mo-носные грейзены, редкоземельные карбонатиты, альбитизированные рудоносные
апограниты, среднетемпературные Мо-, W-, Sn- и Au-рудные
м-ния, иногда с Bi- минерализацией, м-ния полиметаллические и пятиэлементной формации. В заключение формируются м-ния низкотемпературные приповерхностные эпитермальные м-ния флюорита, барита, Pb и Zn, Au, Sb, Mn и U. Среди
них появляются кондиционные своеобразные жильные тела
самородной серы и гипса (Таримский СрМ).
Примечательно линейное, поясовое размещение оруденения в краевых частых СрМ, особенно во внешнем их обрамлении, в зонах долго живущих крупных разломов, ограничивающих их от геосинклинальных прогибов. Здесь возникают
многочисленные рудные пояса, протягивающиеся порой на
многие сотни километров – хромитоносные, редкометальные,
золоторудные, ртутно-сурьмяные с полиметальной минерализацией и медно-молибденовые (свойственные Западной Европе).
118
МГ главных геодинамических мо-
делей Земли
Циклы и стадии эволюции литосферы.
Процесс субдукции (поддвигания и поглощения) океанической коры зависит от возраста литосферной плиты: чем она
древнее, тем плотнее; плита с возрастом 50 млн. лет и более поддвигается под крутым углом. Молодая литосферная
плита поддвигается под активную окраину андийского типа
под пологим углом. При углах поддвигания более 60-700,
вероятно, от окраин континентов откалываются и отторгаются сегменты — микроконтиненты, а в их тылу раскрываются спрединговые окраинные моря. Легкая океаническая кора в таких морях, не может поглощаться. Она раскалывается, скучивается и частично надвигается на пассивную окраину континента. Так возникают крупные покровы
пород офиолитового комплекса (Оманский и др.).
Совершенствование геодинамических моделей привело
к непротиворечивому изложению орогенического цикла и
образования континентальной коры. На начальном этапе
учения о тектонике плит было предположено, что образование континентальной коры связано с раскрытием и закрытием океана (цикл Уилсона). Представления о геодинамическом цикле и его стадиях могут быть сопоставлены с
представлениями о геосинклинальном цикле развития земной коры.
В процессе раскрытия и закрытия океана мантийное
вещество превращается в континентальную кору. В этом
цикле различаются стадии: предрифтовую, рифтогенеза на
континенте (наглядный пример — Африкано-Аравийская система), межматерикового рифта (Красное Море), молодого
океана (Атлантический океан), отторжения микроконтинентов и зрелого океана (Тихий океан); конечные стадии — закрытия океана (Тетис, обстановка Средиземного моря) и
столкновения континентов (по гималайскому или кавказ119
скому образцу). Продолжительность раскрытия океана (на
примере Атлантического океана) — 150-200 млн. лет. Основной хранитель геологической летописи в эту стадию, а
также иногда и на некоторое время в последующую,  терригенно-карбонатные толщи («миогеосинклинальные» серии)
пассивных окраин континентов.
В стадию зрелого океана картина раскрытия значительно
усложняется. По мере старения и охлаждения океаническая
кора, образованная в срединно-океанических хребтах, начинает раскалываться и обламываться (в первую очередь на западных окраинах океанов), погружаться (в начале круто) в астеносферу с отторжением микроконтинентов и образованием
спрединговых окраинных морей, а также энсиматических островных дуг.
В спрединговых окраинных морях, развивающихся несколько десятков миллионов лет, мантийное вещество проходит более короткий цикл превращения в континентальную кору (образование офиолитовых комплексов и надвигание их в
виде покровов на континент). Островные дуги после своего
цикла развития сталкиваются с континентом и причленяются
к нему. Причленением к континентам незавершенных орогенов столкновения островной дуги и континента или микроконтинента и континента увеличиваются площадь континентов. После присоединения островной дуги под краевой ороген
закладывается зона поддвига и окраина континента становится активной. На восточных окраинах закрывающегося океана,
к которым смещаются срединно-океанические хребты, происходит поглощение относительно молодой более нагретой океанической коры и здесь развиваются орогены кордильерского
и андийского типа. Конечная стадия развития океана — его
закрытие, образования орогена столкновения континента с
континентом. В эту стадию сходящиеся своими выступами мегаплиты достигают друг друга, сталкиваются и иногда наблюдаются даже поддвигание и сдваивание континентальной коры
(например, поддвигание Индо-Австралийской плиты под Ги120
малаи и Тибет). В эту стадию можно видеть развитие разных
типов орогена столкновения: гималайский — пассивная окраина поддвигается под активную (в «нахлестку») и кавказский
— две мегаплиты активными окраинами наползают («задавливают») на третью плиту с океанической корой.
Судя по времени закрытия палео-Азиатского океана и образованию Урало-Мон-гольского складчатого пояса, конечные
стадии орогенического цикла имеют продолжительность того
же порядка 150 – 300 млн. лет, т. е. орогенический цикл в целом может продолжаться 300 – 400 млн. лет. Тихий же океан,
учитывая возраст процессов рифтогенеза на окраине Канадского щита, существует по крайней мере 800 млн. лет.
Тектонические обстановки формирования и размещения м-ний полезных ископаемых: предрифтовые и рифтовые,
2) пассивно-окраинные, 3) океанические, 4) тектонические
субдукционные, 5) коллизионные и 6) зоны трансформных
разломов.
Предрифтовые и рифтовые тектонические обстановки
характерны для срединных частей континентов с континентальной корой значительной мощности. Эти обстановки связаны с внутриплитными процессами ТМА, затрагивающими орогены завершенного развития и континентальную кору, сформированные в предшествующий орогенический цикл. Предрифтовые и рифтовые тектонические обстановки создаются в соответствующие стадии орогенического цикла. Для них характерно то, что они вызываются расколом (в предрифтовую стадию), раздвижением частей континентальной мегаплиты в рифтовую стадию и подъемом мантийного астеносферного вещества
по разломам литосферной мегаплиты.
К предрифтовым зонам относят интрузивные, реже эксплозивные и вулканические проявления вдоль отдельных чаще скрытых внутрикоровых, видимо, сквозь-литосферных разломов. Последние могут быть унаследованными по трансформным разрывам и шовным зонам, т. е. тоже по сквозь-литосферным
структурам. Причины появления таких расколов литосферных
121
мегаплит еще не выяснены. Возможно, они порождены изломами мегаплит при их значительных перемещениях. Магматическое астеносферное вещество, поднимаясь в континентальную
земную кору по расколам, подвергается в той или иной степени
контаминации, в основном – ощелачиванию. В результате возникает ряд от эксплозивных трубок кимберлитов через кольцевые щелочно-ультрабазитовые интрузии и карбонатитовые лавы
до крупных лополитообразных нефелиновых сиенитов и, возможно,  до кольцеобразных интрузий щелочных гранитов.
Проявления ТМА на платформах перечисленных разнообразных по составу интрузий и связанных с ними комплексов полезных ископаемых, довольно хорошо изучены до развития
идей геодинамики. Тектоника литосферных плит вносит уточнения в глубины заложения магмоподводящих разломов и источника магматических расплавов.
В предрифтовых условиях образуются зоны кимберлитовых трубок и даек, часть из которых алмазоносна, зоны щелочно-ультрабазитовых интрузий с карбонатитами, содержащими
специфические карбонатитовые м-ния (апатит-магнетитовые с
вермикулитом и др.) ниобиевые и тантало-ниобиевые с редкими землями, ураном, торием и иногда молибденом и медью,
крупные лополитообразные интрузии нефелиновых сиенитов с
магматическими м-ниями апатита, нефелина и сопровождающих
их компонентов (редкие земли, стронций и др.), и, наконец, 
зоны интрузий часто кольцевых кислых эффузивов и щелочных
гранитов с оловом и редкими металлами.
А л м а з о н о с н ы е и к и м б е р л и т о в ы е трубк и , реже 
дайки известны на многих платформах и кристаллических щитах. Алмазоносные кимберлитовые трубки мелового и юрского
возраста широко распространены в Южной Африке (там есть и
трубки протерозойского возраста). К позднепалеозойским относятся алмазоносные кимберлиты Сибири.
Предположительно алмазоносные кимберлиты формируются
там, где расколы земной коры и внедряющееся астеносферное
122
вещество пересекают древние шовные зоны в фундаменте —
следы столкновения древних плит и пластин.
К о л ь ц е в ы е щ е л о ч н о - ул ь т р а б а з и т о в ые и н т р у з и и
с к а р б о н а т и т а м и широко распространены на континентах.
Интрузии внедрялись в несколько фаз с эволюцией состава от
гипербазитов в центральные части через щелочногипербазитовые породы до щелочных сиенитов. С центральными и периферическими частями связаны тела карбонатитов
(кальцитовые, доломитовые, анкеритовые и сидеритовые) эндогенного происхождения.
Среди карбонатитов выделяются два важных промышленногенетических типа м-ний:
1) ниобия с попутными танталом,
редкими землями, радиоактивными элементами, иногда медью
и молибденом; к этой группе относятся ниобиевые и танталониобиевые м-ния кайнозойского и позднемезозойского возраста
Кайзерштуль (Рейнский грабен), Мрима (Кения), Нкумба Хилл
(Замбия), Чилва и Канганпунде (Малава), Ока (Восточная Канада); их более древними аналогами являются Байррейра (Бразилия), Палабора (ЮАР),
2) апатита, магнетита, флюорита, флогопита с примесями редких металлов и редких земель.
Объекты второй группы похожи на м-ния первой, но в них
меньше редких металлов и практический интерес представляют
скопления апатита, магнетита. Иногда среди карбонатитов
встречаются концентрации плавикового шпата (флюорита) и флогопита с вермикулитом. К этой группе относятся кайнозойские
и позднемезозойские м-ния Сукулу (Уганда), Дорова (Родезия)
и Амба-Донгар (Индия); одним из палеоаналогов является мние Кольского полуострова.
И н т р у з и и н е ф е л и н о в ы х с и е н и т о в , вероятно, родственны щелочно-ультраба-зитовым кольцевым интрузиям с
карбонатитами. Они отличаются крупными размерами внедрений щелочной магмы и более ограниченным набором скоплений
полезных ископаемых. С этими интрузиями связаны отдельные
скопления, чаще непромышленные, редких земель и редких
123
металлов, а основными полезными ископаемыми являются магматические апатиты и попутный компонент - нефелин. К м-ниям
этого типа принадлежит Хибинское палеозойского возраста, потенциальными объектами являются интрузии МаймечаКотуйской провинции.
О л о в о н о с н ы е щ е л о ч н ы е г р а н и т ы относятся, видимо, также к проявлениям внутриплитной активизации. Интересно, что молодые оловоносные граниты прорывают более древние
гранитные интрузии. Возможно, такие условия определили и состав корового внутриплитного магматизма и комплекс полезных ископаемых, связанных с этими гранитами (олово и сопутствующие тантал, ниобий, вольфрам). Эталоном м-ний данного
типа признаны объекты плато Джос в Нигерии, а палеоаналогом — м-ние Рондония в Бразилии.
К рифтовым зонам относятся обычно крупные рифтовые
системы, развитые на кон тинентах в процессе начинающегося
раздвижения частей расколовшейся мегаплиты. Рифтовые системы состоят из ряда тройных сочленений типа рифт
рифтрифт, соединенных между собой трансформными разломами (перемычками). В рифтовых зонах формируются крупные
излияния базальтоидов (траппов) на поверхность, расслоенные
(дифференцированные) базитовые интрузии, внедряющиеся в
континентальную кору, в том числе в осадочные толщи покрова
платформ. С грабен-горстовыми системами центральных частей рифтов связано накопление грубого кластического материала, а также осадков глубоководных озер.
М - н и я и с л а н д с к о г о ш п а т а формировались в гидротермальных системах среди траппов. Лучшим актуальным
примером являются м-ния Исландии, хотя тектоническая обстановка острова не вполне типична. Палеоаналогом шпатоносных трапповых районов является Сибирская провинция (Восточная Сибирь).
М - н и я д р а г о ц е н н ы х к а м н е й (рубинов и сапфиров),
залегают в базальтоидных базальтах четвертичного возраста в
Кампучии и Таиланде.
124
К рифтовым зонам приурочены крупнейшие по своим размерам расслоенные интрузии базит-ультрабазитового состава, которые вмещают м-ния платиноидов, хромитов и медноникелевых руд. Среди них наиболее известными являются м н и я п л а т и н о и д о в и х р о м и т о в в Южной Африке, залегающие в Бушвельдском комплексе и в Великой дайке. Они относятся к позднепротерозойским образованиям. Еще более древние (порядка 2,7 млрд. лет) крупнейшие м-ния платиноидов в
расслоенной базит-ультрабазитовой интрузии Стиллуотера
(США). Во всех этих м-ниях высокие концентрации платиноидов связаны с прослоями медно-никелевой минерализации.
Иногда в расслоенных интрузиях медно-никелевые руды
слагают крупные донные залежи и ассоциированные с ними
зоны оруденелых брекчий и жил. Такие м-н и я относятс я к
м е д н о - н и к е л е в ы м , платиноиды в них  попутные компоненты (Сёдбери (Канада).
Межматериковые рифтовые зоны. Межматериковые
рифтовые зоны представлены уникальным грабеном Красного моря и его продолжением через Баб-эль-Мандебский пролив в Аденском заливе. На дне Красного моря обнаружены
аномальные соленость и температура. Это привело к открытию впадин: Атлантик II, Дискавери и Чейн, их металлоносные осадки и рассолы детально исследованы. Во впадине Атлантик II ярко окрашенные илы и осадки, обогащенные в
верхней части железом и марганцем, залегают под металлоносными горячими (до 56°) рассолами на площадях около 60
км 2 . На некоторой глубине от поверхности дна впадины
осадки содержат высокие концентрации Zn, Cu, Cd, Pb и Ag.
В срединной рифтовой долине Красного моря открыты
мелкие впадины с рассолами (с севера): Океанограф, Кебрит,
Гипсовая, Вима, Нерус, Тетис, Вальдивия, Альбатрос, Шагара, Эрба, Судан, Суакин. В части их найдены металлоносные
отложения.
Э в а п о р и т ы . В осадках Красного моря обнаружены миоценовые эвапориты, существенно галитовые и ангидритовые.
125
В бортах межматерикового рифта на континенте в миоценовых осадках расположены небольшие стратиформные м-ния
марганца (Вади-Лахами, Эрба), а также Рb-Zn-вые м-ния
(Умм-Гхейг, Абу-Аиз, Джебель-эль-Лусаз в Египте и Джибаль-Дайлан в Саудовской Аравии).
Пассивные окраины и авлакогены. Пассивные окраины
континентов (ПОК) существуют длительно в стадии раскрытия
и зрелого океана в срединных частях гетерогенных литосферных мегаплит и мезоплит, т. е. в переходной зоне от океана к
континенту или на стыке континентальной и океанической литосферы. Они возникают после рифтогенеза и раскола континентальной коры на мегаплиты, и расхождения частей их вдоль
двух ветвей рифтовых тройных сочленений. На одной из ПОК,
где расположен крупный залив, вдоль третьей недоразвившейся ветви рифта формируется авлакоген с долиной и дельтой
крупной реки.
Главный геодинамический процесс на ПОК  медленное прогибание, накопление терригенных и карбонатных толщ, раскол
окраины по крутопадающим разломам и пологие деформации
осадков вблизи этих разломов. Строение осадочных призм на
пассивных окраинах на участках авлакогенов осложняется
внедрениями базитовой магмы в ранние стадии развития, когда
сохраняется ТМА вдоль недоразвитой рифтовой трещины.
С ПОК связаны крупнейшие скопления топливноэнергетических ресурсов. Еще на стадии межматерикового
рифта, а затем в более длительную стадию раскрытия океана в
шельфовых зонах, на континентальном склоне и у его подножия
с тёрригенным и карбонатным материалом накапливаются значительные массы органического вещества. Особенно высокие
концентрации этого вещества свойственны участкам с затрудненным водообменом и в низких широтах. Богатые нефтью и
газом толщи и гигантские м - н и я н е ф т и и г а з а — одна из
важнейших особенностей ПОК.
126
М-ния нефти и газа на ПОК вскрыты глубокими скважинами. Это  м-ния на атлантических окраинах США и Бразилии
на Южноамериканской и Североамериканской плитах, Индии и
Австралии в южной части Индо-Австралийской плиты.
Геодинамический анализ строения и эволюции нефтегазоносных бассейнов Ближнего и Среднего Востока, а также Ливийской нефтеносной провинции позволил заключить, что богатством эти провинции обязаны геотектоническому (пассивноокраинному) и палеоклиматическому факторам. Обогащению
углеводородами и образованию высокодебитных м-ний способствовали горизонтальная и наклонная миграция углеводорода
при процессах скучивания пластин континентальной коры.
У г л е н о с н ы е б а с с е й н ы п а р а л и т и ч е с к о г о типа
на ПОК образовались при захоронении в терригенно-карбонатных
толщах растительного детрита, принесённого реками или
накапливавшегося при разрушении растительности прибрежных
зон. Терригенно-карбонат-ные толщи более характерны для
авлакогенов (например, угленосный бассейн Донбасса в Днепровско-Донецком авлакогене), паралические угленосные толщи — для лагун и шельфа, удалённых в глубь материка от
нефте-газоматеринских толщ.
С в и н ц о в о - ц и н к о в ы е м - н и я («телетермальные») в карбонатных и терригенно-карбонатных толщах (типа Миргалимсая или долины р. Миссисипи) важным промышленногенетическим типом скоплений минерального сырья, характерным для ПОК и авлакогенов. Кайнозойские м-ния данного типа
в пределах мегаплит не выведены на поверхность. Однако среди
мезозойских и особенно палеозойских отложений известен ряд
крупных м-ний, приуроченных к ПОК и к авлакогенам.
Источник свинца и цинка – поровые воды осадочных толщ,
накопившихся на ПОК. Когда мощность осадочных толщ достигает 35 км и более, начинается уплотнение осадков. Одновременно с нефте- и газообразованием углеводороды и поднефтеносные рассолы мигрируют вверх по крутым разломам.
Металлоносные рассолы с t = 150160° в карбонатных горизон127
тах вызывают доломитизацию и отлагают сульфиды свинца и
цинка. Возникают согласные пластовые залежи, обусловленные
проницаемостью вмещающих толщ, на участках вертикальной
миграции растворов образуются рудоносные штокверки.
Для перемещения и отложения металлов из рудоносных
гидротерм, вероятно, достаточно метаморфизма, обусловленного уплотнением почти горизонтально залегающих толщ. Миграция рудоносных растворов может повторяться при метаморфизме терригенно-карбо-натных толщ в последующие стадии
эволюции ПОК и авлакогенов, например, при надвигании на
них островных дуг или микроконтинентов, т. е. при расколе и
скучивании пластин континентальной коры, при образовании
покровов и надвиговых зон.
В Pb-Zn-вых м-ниях сульфиды сопровождаются жильными
минералами, особенно обильно баритом и иногда флюоритом.
Когда их скопления значительны, они приобретают значение, мн и й б а р и т а и ф л ю о ри т а.
С осадочными толщами ПОК ассоциированы скопления эвапоритов, фосфоритов и черных металлоносных сланцев.
Э в а п о р и т ы на ПОК образуются на начальной стадии
раскрытия океана, когда возникают условия для накопления солей, ангидритов и др. Иногда, видимо, в аридных зонах на отдельных участках окраины в отшнуровывающихся от океана
лагунах испарение морских вод может приводить к выпадению
не только калийных, но и магниевых солей (бишофита). Такие
условия были в мелу на окраинах Атлантического океана (Бразилия и Ангола).
М - н и я («геосинклинальные») ф о с ф о р и т о в среди терригенно-кремнисто-карбонатных толщ, видимо, формируются на
континентальном склоне вблизи зон апвелинга, т.е. мест подъема к поверхности глубинных океанических вод, содержащих
повышенные концентрации растворенных фосфора и кремния. К
эталонным объектам данного промышленно-генетического типа
относят м-ния Марокканского фосфоритоносного бассейна (
расположен на юго-западе страны, площадь 400х100 км); запа128
сы руд оценены в 40 млрд. т. Пласты фосфоритов, иногда рыхлых, мощностью от 1 до 3м, залегают среди известняков, мергелей и кремней маастрихтского, палеоценового и раннеэоценового возраста.
Палеоаналогами скоплений фосфоритов данного типа считают фосфоритоносные бассейны Малого Каратау в Казахстане
(месторождения Чулактау, Аксай, Джанатас, Кокджон и др.),
где мощность фосфоритоносных пачек достигает 2040 м, и
фосфоритоносный бассейн Хубсугула (МНР). Фосфориты в
толщах этих бассейнов накопились в кембрийский период на
континентальных склонах пассивных окраин макроконтинентов
в стадию раскрытия палео-Азиатского океана.
Ч е р н ы е метал л о н о с н ы е с л а н ц ы , видимо, образуются в соседней с фосфоритоносной структурно-формационной
зоне — в зоне континентального подножия. Именно в ней, куда попадает только тонкий терригенный и органический материал в ассоциации с кремнистым и алевролитовым веществом,
образуются толщи, значительно обогащенные органическим материалом, а также ванадием, молибденом, ураном, рением, ртутью, сурьмой, золотом и другими редкими рассеянными элементами. Толщи черных металлоносных сланцев накапливают
большие запасы перечисленных элементов и считаются одним
из важнейших источников веществ, мобилизуемых при последующих метаморфических, гидротермальных и других процессах. Именно за счет таких толщ в последующие стадии орогенического цикла формируются метаморфические м-ния золота в
терригенно-черносланцевых толщах, а также «регенерированные» гидротермальные м-ния сурьмы и ртути, молибдена и урана, рения в кислых вулканогенно-осадочных толщах на активной окраине континента или в покровных и шарьяжных зонах
столкновения микроконтинентконтинент. Континентальное
подножие у ПОК и микроконтинентов, видимо,  не единственная структурно-формационная зона, где могут накапливаться
терригенно-черносланцевые толщи. Условия накопления сходных по составу толщ могли протекать в стадии межматериково129
го рифта, на начальных этапах образования аккреционной осадочной призмы ПОК континента, затем в стадии раскрытия
океана, в отдельных лагунах на шельфе и даже на склонах срединно-океанических хребтов в океанах.
Прибрежно-морские р о с с ы п и алмазов, титана в виде ильменита и рутила, циркона и монацита, с редкими землями и радиоактивными элементами, также  важные промышленно-генетические типы м-ний перечисленных полезных ископаемых на ПОК. К последним приурочены крупные м-ния морских прибрежных россыпей алмазов (Южная Африка), титана в
Индии и Австралии, монацита в Индии (Траванкор) и др.
М е д и с т ы е с л а н ц ы, образующие редкие, но крупнейшие по запасам скопления богатых осадочных медных руд,
видимо,  специфический промышленно-генетический тип м-ний,
характерных для пассивных и активных окраин континентов. Мния этих типов обычно весьма протяженны (сотни километров) и
располагаются в терригенно-карбонатных вмещающих толщах.
Медистые сланцы формировались при участии гидротерм осадочного происхождения. Считают, что медная и сопутствующая ей минерализация имеет диагенетическое и раннеэпигенетическое происхождение. Рудное вещество отлагалось из
просачивающихся метеорных вод и гидротерм, мигрирующих из
промываемого красноцветного фундамента в осадочный бассейн ПОК. Возможно, важна роль горизонтов эвапоритов, перекрывающих рудоносную нижнюю часть осадочной толщи, а
также базальтовых силлов. Не исключено участие в аридной
зоне морских вод, которые могли поступать в осадочную призму
пассивной окраины при колебаниях уровня океана (образование
«сабхи»). Такие условия могли создаваться в недалеком геологическом прошлом на ПОК Африканской плиты при раскрытии
Атлантического океана в аптское время. Известна медная минерализация в Анголе, прослеженная по простиранию на 400
км. Она обнаружена в переходных лагунно-континен-тальных
отложениях над подстилающими ранне-аптскими континентальными красноцветами, несогласно лежащими на докембрийском
130
фундаменте. Возможно, палеоаналогом м-ний медистых сланцев, сформированных на ПОК или в авлакогене, можно считать
м-ния медных поясов Центральной Африки.
Медные пояса Центральной Африки тянутся на 700 км при
ширине 2080 км. Главный пояс прослежен в северо-западном
направлении через Замбию в южную часть Заира. Стратиформные Сu-Co-вые залежи Медного пояса содержат до 20 %
запасов меди и до 7080 % кобальта капиталистических и
развивающихся стран. Пласты медистых сланцев находятся в
базальных частях мегагруппы Катанга системы Роан
(620480 млн. лет), залегающей несогласно на отложениях
нижнего протерозоя. Нижняя часть системы Роан сложена
конгломератами, гравелитами и песчаниками, верхняя — доломитами и доломитовыми сланцами. Пласты медистых доломитовых сланцев залегают в основании разреза. При выклинивании нижних горизонтов, оруденение переходит в вышележащие базальные пачки, из нижних толщ Роана в верхние.
В пределах Медного пояса находятся известные м-ния меди:
Кипуши, Руве, Коканда, Камото, Камбове, Мусона, Муфулира, Бвана-Мкубва, Чамбиши, Нкана, Роан-Антилоп и др. На
отдельных участках пояса медные руды сопровождаются высокими концентрациями урана (м-ние Шинколобве). Граниты
в Медном поясе встречены в протерозойском фундаменте и
более древние, чем система Роан. В системе Роан обнаружены секущие силлы габбро и дайки габбро-диабазов.
В Замбии в 160200 км к юго-западу параллельно
Главному Медному поясу от границ Анголы до Зимбабве на
700 км протягивается второй медный пояс с двумя десятками
м-ний (м-ние Каленгва разрабатывается). Медистые сланцы
залегают в базальных частях супергруппы Катанга. В отличие
от Главного Медного пояса, руды второго пояса обеднены
кобальтом, но местами обогащены золотом.
К пассивно-окраинной геодинамической обстановке, вероятно, можно отности медистые сланцы Мансфельда (ГДР)
131
и Верхней Силезии (ПНР). Но не исключено, что они формировались на активной окраине континента.
Все перечисленные промышленно-генетические типы мний характерны для пассивных окраин и их частей — авлакогенов. В пределах авлакогенов могут возникать и дополнительные благоприятные условия для скопления полезных ископаемых. Они связаны с внедрением в нижние части осадочных толщ силлов и даек основного состава, служащие дополнительным источником халькофильных элементов (меди, цинка, свинца и др.).
Горизонты битуминозных сланцев, обогащенных свинцом, цинком, медью и серебром (типа м-ния Сулливан) могли
формироваться, как и медистые сланцы, диагенетично или
эпигенетично в авлакогенах метеорно-гидротермальными водами. Происхождение, подобное м-нию Сулливан, имеют и
протерозойские м-ния Маунт-Айза и Хилтон в Австралии и
Гемсберг в ЮАР. Тонкие прослои (первые сантиметры)
окварцованных туффитов в рудоносной толще м-ния МаунтАйза – один из важных поисковых признаков оруденения.
Видимо, они свидетельствуют о вулканической деятельности
в авлакогене, о внедрении основной магмы — источника полиметаллов.
В столь крупном структурном элементе, как ПОК, видимо, возможна необратимая эволюция геодинамических
процессов в ходе геологической истории. Фанерозойские
эталоны могут не исчерпывать вероятные промышленногенетические типы м-ний, характерных для ПОК и микроконтинентов протерозойского возраста. К таковым следует отнести раннепротерозойские м-ния железистых кварцитов, ураноносных и золото-урано-вых конгломератов, крупные жилообразные залежи урановых руд с никелем, кобальтом, иногда
с золотом, связанные с несогласиями в протерозойских осадочных толщах.
Железисты е кварц иты  один из важнейших промышленно-генетических типов м-ния железа. В протерозое,
132
вероятно, содержание растворенного железа в океанических
водах было значительно выше и в областях континентального подножия или на шельфе могли накапливаться железорудные кремнистые толщи.
Для протерозойских урановых (иногда с золотом) м-ний
источником, видимо, служили выветривающиеся архейские и
раннепротерозойские породы земной протокоры или продуктов ее переработки. При этом уран привносился как в виде
россыпного минерала уранинита или урано-торианита, так и
в растворенном виде. Таким образом, формировались у р а
н о в ы е м - н и я района Блайнд-Ривер и обогащенные ураном
отдельные участки Витватерсранда. Так же в россыпном и
растворенном виде в грубые кластические толщи в долинах
и дельтах рек в авлакогенах могло поступать золото из прилегающих разрушающихся архейских зеленокаменных поясов с
образованием з о л о т о - у р а н о в ы х к о н г л о м е р а т о в
Витватерсранда. В последующую стадию развития авлакогенов сформированные в базальных проницаемых горизонтах
осадочных толщ стратиформные залежи подвергались разрушению пластовыми артезианскими водами. Последние, разгружаясь вдоль редких крутопадающих разломов среди обширных площадей бассейнов, отлагали свой полезный груз с
образованием крупных ж и л о о б р а з н ы х у р а н о в ы х залежей, обогащённых никелем, кобальтом, и н о г д а
з о л о т о м . По-видимому, именно таким образом возникли
крупнейшие м-ния урана в авлакогенах Северной Австралии
и Канадского щита.
Срединно-океанические хребты и
окраинные моря
К океаническим обстановкам относятся крупнейшие
структуры абиссальных впадин и срединно-океанических
хребтов, прослеживающиеся на десятки тысяч километров и
занимающие площадь в десятки миллионов квадратных километров, а также имеющие мень шие площади и протяжённость
ократнные моря и цепи вулканических островов.
133
Абиссальные впадины (ложе океанов) в последние два
десятка лет хорошо исследованы. В их пределах выявлены
скопления ж е л е з о-м а р г а н ц е в ы х к о н к ре ц и й, содержащих промышленные концентрации меди, никеля и кобальта. Наибольшая часть скоплений конкреций находится в
океанических впадинах Тихого океана, они установлены и во
впадинах Атлантического и Индийского океанов.
Срединно-океанические хребты – особые тектонические
структуры Земли, в пределах которых формируются океаническая земная кора и литосфера.
Установлено, что при образовании океанической коры
формируются м-ния двух важных пpомышленно-генетических
типов: хромитовые в ультрабазитах и медно-цинковые колчеданные в базальтоидах слоя 2. В кремнистых осадках слоя 1
океанической коры накапливаются окислы марганца, чаще
всего над лавами базальтов..
Первоначально идея об образовании хромитовых и медноцинковых колчеданных м-ний кипрского типа в срединноокеанических хре6тах была высказана на основании сходства состава и строения офиолитовых комплексов складчатых поясов
и океанической коры в океанах. В 1978 г. на 21° с. ш. на Восточно-Тихоокеанском поднятии было открыто медноцинковое колчеданное оруденение. Затем последовало выявление колчеданных залежей на Галапагосском рифте и в 1981
г. в хр. Хуан-де-Фука.
Изучение площадей с оруденением, наблюдение и опробование с подводных лодок выходов гидротермальных источников на океаническом дне (черные и белые «курильщики»)
позволили выяснить генезис медно-цинковых колчеданных мний. В районах выходов гидротермальных источников были
открыты неизвестные ранее сообщества: бентосных животных. В дальнейшем «курильщики» и ареалы бентосных животных или колонии раковин мертвых гигантских моллюсков
стали важными поисковыми признаками колчеданного оруденения..
134
Оруденение н а В о с т о чн о - Т и х о о к е а н с к о
м п о д н я т и и . Впервые в Тихом океане медно-цинковое
колчеданное оруденение было выявлено при глубоководных
погружениях на Восточно-Тихоокеанском поднятии у 20°54’ с.
ш. и 109°03’ з. д.
Два участка, расположенные в 200300 м друг от друга,
где были обнаружены и опробованы сульфиды, находятся в
600700 м западнее оси «экструзивной зоны» на флангах депрессии глубиной 2030 м и такой же ширины. Зона, в которой локализованы сульфидные руды, представляет собой тектонически активную полосу, 1,5 км шириной, рассеченную
разломами и трещинами, преимущественно параллельными
оси хребта.
Образцы массивных сульфидных руд были отобраны из
различных частей неправильной формы колоннообразных
вертикальных сооружений. Рудные сооружения местами располагаются в 45 м друг от друга на одной линии и окрашены в различные цвета
( коричневый, красный, желтый,
иногда белый и черный, а также – иные). Сооружения — пористые, их масса состоит из лабиринта малых каналов и трубочек, они похожи на губку. Вертикальные рудные сооружения построены на выходах подушечных лав, слегка покрытых
пылевидными осадками. Основание сооружений состоит из
аморфного белого полупрозрачного кремнезема и сульфидов.
На вершинах сооружений наблюдались жерла, через которые
на морское дно могли поступать металлоносные растворы. На
одном из участков грабен с вертикальными сооружениями
прослежен более чем на 100 м по простиранию.
Позже на срединно-океанических хребтах были выявлены активно действующие гидротермальные жерла, извергающие флюиды и твердые частицы с t = 375+25°С, демонстрируя процессы современного колчеданного рудообразования.
На расстоянии 6,2 км параллельно оси спрединга хребта были
обнаружены три отдельных гидротермальных системы. Активные жерла встречались в полосе шириной 200500 м
135
только в зоне проявления наиболее молодого вулканизма.
Каждая гидротермальная система состояла из 35 отдельных
жерловых полей, которые в свою очередь содержали многочисленные активные жерла (выходы) или трубки (шесть и более). Жерла 6ыли окружены необычными бентосными животными. В северной и центральной гидротермальной системах
изливались чистые или слегка беловатые гидротермальные
флюиды при t = 1020°С со скоростью несколько сантиметров в секунду. На этих площадях не наблюдалось активное
сульфидообразование, но мертвые жерла и гидротермальные
холмы прослеживались. Южная гидротермальная система содержала курящиеся жерла двух типов. Белые «курильщики»
изливали флюиды при t = 100350°С со скоростью десятки
сантиметров в секунду и выделяли белые облака, осаждая
преимущественно барит и кремнезем. Более интенсивна гидротермальная деятельность черных «курильщиков». Флюиды,
зачерненные частицами сульфидов, извергаются со скоростью
15 м/сек с t = не менее 350°С.
При исследовании образцов флюидов из трех жерл
установлено аномальное содержание Не3 (в 53 раза) и Не4 (в
7,4 раза) по сравнению с морской водой. Содержание растворенного марганца достигало 310 мк/кг. Исходя из этого Не3 и
марганец признаны важными поисковыми признаками гидротермальных систем.
Площадь гидротермальной деятельности у 21° с. ш. на
Восточно-Тихоокеанском поднятии стала своеобразным полигоном для изучения генезиса, поэтому здесь был выполнен
широкий комплекс геофизических исследований: сейсмических и гравиметрических, исследование теплового потока и
аномалий магнитного поля. Геофизические исследования
позволили сделать вывод о неглубоком приповерхностном
положении магматической камеры, о распространении на глубину трещиноватости, определить вероятную глубину циркуляции флюидов в гидротермальной системе.
136
В образцах были установлены значительные количества
цинка, железа, меди и серы, в меньших количествах — Со, Pb,
Ag, Cd. Атомно-абсорбционный анализ показал два главных
типа руд: одни обогащены цинком (до 23  29 %). другие —
железом (до 4 3 % ) . Часть образцов обогащена медью
(2,26%). Изучением минерального состава гидротермальными жерл установлены: часто встречающиеся сфалерит, пирит, халькопирит, ангидрит и нонтронит, реже – вюртцит,
марказит, пирротин, гипс, магниевый гидроксилсульфатгидрат, барит, ярозит, самородная сера, гётит, окись-гидроокись
железа, и аморфный кремнезём; в акцессорных количествах
– галенит, борнит, кубанит, халькозин, дигенит, ковеллин,
натроярозит, крипто-кристаллический сульфат меди, корунд,
тальк. Внешние зоны гидротермальных рудных трубок, через
которые изливались флюиды, сложены в значительной степени
ангидритом с вкрапленностью пирита и сфалерита. В тесном
срастании с ангидритом находится магниевый гидроксилсульфатгидрат, не наблюдавшийся ранее в природе, но полученный при изучении взаимодействия нагретой морской воды
с базальтом. Исследован состав оснований минеральных холмов, неактивных жерл, активных черных и белых «курильщиков» (действующих жерл), состав твердых минеральных частиц
в черных и белых флюидах. По М. Стирту и др., трубки, извергающие флюиды с t = около 3500С, обогащены медными сульфидами, а с t менее 3000С флюиды богаче цинковым сульфидом.
Основные сульфиды трубок – вюртцит, халькопирит, пирит и
кубанит. Минеральный состав сульфидов, сульфатов и силикатов в отложениях активных и неактивных жерл различен.
В 1984 г. в брекчиевых рудах м-ний Кипра найдены
фрагменты гидротермальных трубок (жерл) чёрных «курильщиков» со следами фауны трубчатых червей. Позже
подобные находки отмечены на южноуральских колчеданных м-ниях.
137
Сопоставимые по значению факты по гидротермальным
процессам обнаружены близ Галапогосского рифта, в Гаямасском бассейне и других океанических рифтовых зонах.
Отгороженные окраинные моря не благоприятны для
скопления полезных ископаемых.
Островные дуги, микроконтиненты и активные окраины
континентов
Незавершенные орогены, развитие которых сопровождается поглощением литосферной плиты с океанической корой,
относятся к субдукционным тектоническим обстановкам. При
поддвигании одной плиты под другую с океанической, переходной или континентальной корой формируются орогены
островных энсиматических дуг, микроконтинентов и активных
окраин континентов кордильерского и андийского типов. Местами погружения поддвигаемых плит (т.е. зоной субдукции)
являются глубоководные желоба; в последних скопления полезных ископаемых не образуются.
Островные дуги (энсиматические). В своем развитии энсиматические (заложенные на океанической земной коре) островные дуги проходят два основных этапа. Во время первого
этапа (инверсионного) функционирует желоб со стороны океана и дуга постепенно мигрирует в том же направлении. Во
время второго (реверсионного) этапа, после заложения нового
желоба со стороны окраинного моря и отмирания периокеанического желоба, островная дуга в процессе закрытия окраинного моря смещается в сторону континента и сталкивается с
его пассивной окраиной. Каждый из этих этапов развития островной дуги может быть разделен на отдельные стадии.
Установлено, что в современных энсиматических островных дугах, наиболее широко развитых в юго-западной части
Тихого океана, имеются скопления руд магматогенных хромитовых и медно-цинковых вулканогенных (гидротермальноосадочных) колчеданных, образованных в срединноокеанических хребтах. Будучи приурочены к породам фунда138
мента, они в процессе развития островной дуги, чаще всего в
реверсивную стадию, когда бывшая тыльная часть испытывает подъем, выводятся на поверхность. Новые типы м-ний, образующимися в процессе развития самих дуг,  магматогенногидротермального типа: медно-порфировые (с золотом), связанные с субдукционной известково-щелочной магмой — с
поздними фазами интрузии кварцевых диоритов, и золототеллуридные и золото-кварцевые в диоритовых и андезитовых
породах. Из экзогенных м-ний интересны латеритные бокситовые залежи о-ва Реннелл и небольшие россыпи золота около
коренных золоторудных и медно-порфирового м-ния Пангуна.
М е д н о п о р ф и р о в ы е (с золотом) м - н и я относятся к
важному промышленно-генетическому типу. Они содержат
крупные запасы меди и очень крупные запасы золота. На мнии Пангуна (о-в Бугенвиль) – 900 млн. т руды с содержанием
0,48 % меди и 0,56 г/т золота (т. е. более 4 млн. т меди и около
500 т золота). До эксплуатации месторождения Пангуна отработана золотая россыпь, прилегавшая к рудоносному штоку.
Кайнозойская и позднемезозойская минерализация меднопорфирового типа известна и на филиппинских островах (мния Толедо на о-ве Себу, Сипалей на о-ве Негрос, СантаТомас и Кеннон на о-ве Лусон, Амекс-Нипон на о-ве Мариндук), на о-ве Тайвань и о-вах Рюкю. Большинство м-ний расположено в пределах штоков или верхних частей плутонов
диорит-гранодиоритового состава, прорывающих толщи вулканитов.
З о л о т о р у д н ы е м - н и я . Одно из самых молодых мний этого типа – плиоценовое м-ние Ватукула (о-ва Фиджи);
оно предоставлено жилами с золотоносными сульфидами и
теллуридами золота, ассоциирующими с разломами, осложняющими кальдеру, которая сложена андезитами, прорванными интрузиями монцонитов. Аналогичные золоторудные палеоген-неогенового м-ния часто встречаются на филиппинских
островах, например, Акупан, Антамок, Лепанто-Майн в северной части о-ва Лусон. Это низкотемпературные гидротер139
мальные энаргит-лузонитовые руды, содержащие теннантит,
пирит, самородное золото и серебро, а также теллуриды золота и серебра. Подобные м-ния вблизи небольших штоков диоритов сменяются, видимо, более высокотемпературными мезотермальными золото-кварцевыми жилами. Это наблюдается к
юго-востоку от м-ния Лепанто-Майн и на о-ве Гвадэлканал
(Соломоновы острова). Вблизи коренных золоторудных м-ний
часто встречаются россыпи.
Интересны результаты исследований л а т е р и т н ы х бокси т о в на о-ве Раннелл. Это м-ние – эталонное скоплений высококачественного алюминиевого сырья, формирующихся на
островных дугах. Остров Реннелл разделяется примерно на
две равные части: его юго-восточная часть ( около 28 км х 10
км) занята почти полностью оз. Тенггано, образовавшимся,
возможно, на месте бывшего атолла. На дне озера выявлен
слой геля гидроокиси алюминия, подстилаемый серыми, обогащенными пиритом глинистыми осадками. Предполагается,
что гель гидроокиси алюминия был сформирован за счет выветривания и биогеохимической переработки бактериями вулканического туфового материала, поступавшего с расстояния
до 200 км при извержении вулканов. В северо-восточной части о-ва Реннелл аналоги современных бокситоносных осадков на площади, примерно равной площади оз. Тенггано, выходят в виде покровных отложений средней мощностей 2,5 м.
Запасы бокситов на этой площади составляют около 25 млн. т
со средним содержанием алюминия 47,7%, кремния 0,25% и
окиси железа 18,4%.
Остров Реннелл расположен на крайнем восточном окончании островной дуги, центральная часть которой находится в
области архипелага Луизиада (между Соломоновым и Коралловым морями). Западная часть этой дуги столкнулась с
микроконтинентом о-ва Новой Гвинеи и вошла в его состав.
Вулканический пепел на о-в Реннелл поступал от действующих вулканов соседней дуги Соломоновых островов.
140
Микроконтиненты (островные дуги на энсиалической коре) отличаются по составу минерализации от энсиматических
островных дуг. Хотя источником большинства рудных скоплений является та же субдукционная известково-щелочная магма, видимо, влияют мощность и особенности земной коры,
слагающей фундамент микроконтинентов. Если признать эталонами микроконтинентов Японскую островную дугу и о-ва
Новой Зеландии, то этому типу структурных элементов земной коры свойственны м-ния полиметаллические колчеданные типа Куроко, сопровождающие их золото-серебряные (с
теллуридами), самородной и колчеданной серы, ксенотермальные полиметаллические (с редкими металлами), небольшие ртутные и контактово-метасоматические (скарновые)
железорудные и меднорудные, связанные с субдукционными
гранитоидами.
П о л и м е т а л л и ч е с к и е к о л ч е д а н н ы е м - ния т и п а
К у р о к о  важный источник Pb, Zn и Cu, содержащий примеси Au и Ag. Эти неогеновые м-ния занимают обширную область на о-ве Хонсю Японской дуги.
На других островных дугах Тихого океана рудопроявления
подобного типа выявлены только на Филиппинах и островах
Фиджи. На Филиппинских островах медные руды с цинком и
свинцом найдены в миоценовых вулканогенных бассейнах в
виде согласных и прожилково-штокверковых руд в лавовоагломератовых и туфовых сериях базальт-андезитового состава
м-ний Барло и Эква, Пангасинан. На островах Фиджи рудопроявления с колчеданной полиметаллической минерализацией сходны по морфологии и составу рудных тел с типичными
для м-ний типа Куроко в Японии. На островах Фиджи обнаружена полиметаллическая минерализация в виде штокверковых и трубообразных тел, массивных согласных залежей; ниже которых предполагаются залежи в неконсолидированных
отложениях и сингенетичные залежи с тонкозернистой минерализацией.
141
Для выяснения условий формирования островодужных
стратиформных и штокверково-жильных вулканогенноосадочных и вулканогенно-гидротермальных, свинцово-цинково-медных м-ний, типa Куроко, известных в метаморфизованном и дислоцированном виде (в результате, столкновения с
пассивными окраинами) во многих фанерозойских и отчасти
докембрийских орогенах, создано несколько МГ- моделей. Существующие в Северо-Восточной Японии три петрогенетические провинции толеитов, высокоглиноземистых и щелочных
оливиновых базальтов сформировались в течение позднекайнозойской орогении Мизухо, начавшейся 26 млн. лет назад, когда Тихоокеанская плита изменила направление движения на
западное. 26  13 млн. лет начальный период орогении Мизухо, отличавшийся проявлением весьма интенсивного вулканизма. Эта стадия закончилась образованием толеитов, минеральных месторождений и прекращением вулканической деятельности. Затем орогения Мизухо перешла в стационарную
стадию с проявлением слабой вулканической активности. В
Японии имеется пять типов стратиформных м-ний, связанных
с вулканической деятельностью: 1) типа Бесси, 2) слоистые
марганцевые, 3) пирофиллитовые, 4) типа Куроко и 5) самородной серы — пиритные месторождения.
Петрогенетические толеитовые провинции с наиболее
крупными миоценовыми медными м-ни-ями типа Куроко с
запасами более 100 тыс.т меди включают: Мотояма и Усинотан в провинции Косака и расположенные к западу м-ния Хонаока и Мацумайн-Саканай. Все эти м-ния располагаюся на
контакте (на западе) с провинцией высокоглинозёмистых базальтов. Исключение составляет крупное м-ние в центральной
части последней провинции. Из этого следует, что четвертичные гидротермально-осадочные серы  пиритные м-ния и
миоценовые м-ния типа Куроко продуцированы толеитовой
магмой, послужившей источником металлов. Образование толеитов связывается с погружением океанической плиты со
скоростью более 8 см/год. Поэтому минеральные м-ния при142
урочены к внутренней части вулканического фронта над
быстро погружающейся литосферной плитой. Формирование
м-ний типа Куроко, по Сато, начинает с палеотектонических
реконструкций, поддвигание Тихоокеанской плиты под дугу
Японских островов происходит со скоростью 9 см/год.
Направление движения и скорость не менялись последние 26
млн. лет. По Сато, основные особенности м-ний типа Куроко 
1) ассоциация известково-щелочных вулканических толщ, показывающих переход от основных пород к фельзитам в верхних
частях разреза, 2) образование м-ний в короткий мнтервал времени в среднем миоцене (13 млн. лет назад), 3) тот же возраст
образования и те же особенности м-ний Северо-Восточной
Японии, расположенных над Тихоокеанской плитой, как и мний юго-запад-ной части Японии, находящихся над плитой
Филиппинского моря.
Те с н а я пространственная и временная связь оруденения
с фельзитовой магмой свидетельствует о связи рудообразующих растворов с магмой, возникшей при поддвигании и поглощении плиты с океанической корой и некоторым количеством осадков, поступавших в желоб. С начала магматического процесса (25-26 млн. лет назад) и к его концу (10-13 млн.
лет назад) дифференциация магмы явилась важнейшим фактором в выплавлении фельзитовой магмы и появлении рудообразующих растворов.
Содержание U, Th и изотопов Pb в четвертичных толеитах
Японии объясняется контаминацией толеитов 1,5%-ми пелагических осадков с высоким содержанием свинца. Руды сингенетичны соответствующим известково-щелочным породам.
Крупные объёмы известково-щелочной магмы были генерированы в раннем миоцене субдукцией плиты под Японскими
островами при изменении направление движения Тихоокеанской плиты.
Модель Т. Сато иллюстрирует геологические особенности
Северо-Восточной Японии в среднем миоцене в сравнении с современным периодом. Она предполагает, что магма по трещи143
нам в затухающую стадию вулканизма насыщалась водой, и
отделившаяся богатая летучими фаза приводила к эксплозиям
фельзитового вулканизма с ассоциирующей минерализации
типа Куроко.
На островных дугах с энсиалической корой на примере
провинции
«зелёных
туфов»
широко
развиты
низкотемперат урные
гидротермальные
золоторудные и з олото-серебряные м-ния, связанные
с вулканической деятельностью, в пространстве и во времени
связанные
с
миоценовыми
полиметаллическими
месторождениями типа Куроко. В Японии эти м-ния
располагаются обычно ближе к глубоководному желобу и
имеют плиоценовый возраст.
М-ния
самородной
и
колчеданной
серы.
Крупнейшими м-ниями самородной серы являются: Мацуо
(более 10 млн. т) и Хоробецу, Цао, Нисиацума, Синову,
Нумадзари, Огуси, Азума и Кусацусиране-Майн (с запасами
более 1 млн. т каждое). Самородной серы — пиритные
месторождения с запасами более 1 млн т встречены в районе
четырёх вулканов из 10 действующих в толеитовой зоне
Северо-Восточной Японии. В других петрогенетических провинциях они не обнаружены Два крупных. м-ния  Хоробецу и
Кусацусиране-Майн — приурочены к сочленениям дуги СевероВосточной Японии: первое — с Курильской, второе  с ИдзуБонинской дугой.
Полиметаллические ксенотермальные жильные (с
редкими металлами)
м-ния Японии (субпровинция
Икуно-Акенобе) расположены вблизи провинции «зелёных
туфов». Они связаны с гранитами. На жильных м-ниях этого
типа
наблюдается
временная
последовательность
минерализации: Pb-ZnCu-ZnSn-W. Cu-Zn ассоциация явно
предшествует Sn-W-ой.
Ртутные м-ния встречаются преимущественно в областях активных или слабо эродированных вулканов. Подобные
образования, сопровождаемые часто горячими минеральными
144
источниками с небольшими запасами известны и в Новой Зеландии (Пуи-Пуи), на Филипинах (Таебурос) и в Японии
(Итомука).
Ко н т а к т о в о - м е т а с о м а т и ч е с к и е (скарновые) ж е л е
з о – и м е д н о р у д н ы е м-ния, представленные магнетитовыми и магнетит-халькопиритовыми рудами, приурочены к контактам гранитоидных плутонов с известняками. Небольшие мния иногда с богатыми рудами часты на Филиппинских островах
в связи со штоками и апикальными частями кварцеводиоритовых батолитов миоценового возраста. В их числе железорудные м-ния Иллос-Норте, Камачинг-Булакан, Санта-Инес,
Ризал, Ларап и др. Среди медных м-ний наиболее известны: Иссу, Могног на о-ве Мариандакао, Бенжеп-Эксплорейшен в Багуйо на о-ве Лусон, Масара-Майн в Давао в восточной части о-ва
Минданао. Чаще рудные залежи с железорудной и медной минерализацией приурочены к несогласиям между толщами обломочных пород и известняков вблизи контактов с крупными
штоками диоритов. Геотектоническая позиция этих штоков не
ясна. Они могли внедриться в поздние этапы развития островных дуг при столкновении их с пассивными окраинами других
мезоплит. На Японской дуге контактово-метасоматические мния редки.
Активные окраины континентов. Они формируются при
поддвигании литосферной плиты с океанической корой под пассивную окраину континента, которая по мере развития магматической дуги в области призмы осадочных отложений («миогеосинклинального» типа) превращается сначала в ороген кордильерского типа, а затем при развитии более пологой зоны
поддвигания  в ороген андийского типа.
Активные окраины континентов отличаются весьма активной магматической деятельностью, к ним приурочены
многочисленные эндогенные м-ния разнообразных промышленно-генетических типов. Примерами млгут служить со145
временные орогены западных окраин Североамериканской и
Южноамериканской литосферных плит, а известные в их
пределах м-ния соответствующих промышленно-генетических
типов и МГ- зональность могут служить эталонами для
структурно-фациальных зон активных континентальных
окраин фанерозойских и протерозойских орогенов.
Активной окраины Андийского орогена свойственна следующая литоральная МГ- зональность (от окраины в глубь
континента), обусловленная поясовым расположением определенных промышленно-генетических типов м-ний.
Р т у т н ы е м - н и я расположены в краевой части орогена.
В Перу в департаменте Хуановелика они приурочены к полосе
( 80 км х 3 км ) известняков, песчаников и сланцев мезозойского возраста, прорванной дайками палеоген-неогеновых
андезитов и базальтов. Руды локализованы в трещинах и карстовых пустотах в песчаниках и известняках под сланцевым
экраном. На м-нии Санта-Барбара добывалась ртуть при содержании 5—10 %.
К о н т а к т о в о - мет а с о м а т и ч е с к и е ж е л е з о р у д н ы е  с к а р н о в о - м а г - н е т и т о в ы е м - н и я . В прибрежной зоне Чили среди метаандезитовых пород неокома или на
контакте тоналит-гранодиоритовых батолитов мелового возраста залегают м-ния Эльгарробо, Эль-Тофо, Ромерал. Они
содержат до 100 млн. т и более 60%-ных магнетитовых руд.
Иногда скарново-магнетитовые м-ния залегают в палеозойских известняках (м-ние Маркона, Перу) и в батолитах, где
рудные тела обычно жилообразные (м-ние Акари, Перу).
Кроме контактово-метасоматических м-ний, в железорудном
поясе Чили известно вулканогенное магнетит-гематитовое мние Эль-Лако.
M e д н о -з о л от о р у д н ы е и с е р е б р я н ы е ж и л ь н ы е м - н и я . В Перу и Чили м-ния данного промышленногенетического типа встречаются по периферии известковощелочных батолитов юрского и мелового возраста. По своей
вертикальной и латеральной протяженности и минеральному
146
составу они часто отличаются от субвулканических проявлений. Представителями медно-золоторудных м-ний в Чили являются Тамая, Карризал-Альто, Ла-Хигуара и Брилладор. В
Перу они расположены в области Акари.
Среди медных жильных м-ний выделяют два подтипа:
1) халькопирит-актинолит-магнетитовые с небольшими
количествами U, Co и Mo,
2) халькопирит-пирит-спекуляритовые, часто с промышленными концентрациями Au.
Жильные серебряные м-ния залегают в пределах пояса батолитов юрско-мелового возраста среди известковистых пород. Серебро присутствует в виде сульфосолей и сопровождается небольшими количествами кобальта, никеля, свинца и
цинка, среди жильных минералов главенствует барит (м-ния
Ченарсилло, Аркверос, Хуантаяуа и др.).
С т р а т и ф о р м н ы е м-ни я рассеянных мед н ы х
с у л ь ф и д о в (тип «манто») представлены тонкой вкрапленностью халькозина, борнита и халькопирита, обычно со значительным содержанием серебра в вулканических и вулканогенно-осадочных отложениях. В Чили эти м-ния залегают в вулканических толщах юрского, мелового и, возможно, палеогенового возраста (м-ния Буэна-Эсперанца и Эль-Сальвадор).
Эти м-ния встречаются в одном и том же поясе с меднопорфировыми м-ниями. Предполагают, что их комагматичны с
пространственно связанными с ними гранодиоритовыми рудовмещающие толщи батолитами.
М е д н ы е м - н и я , п р и у р о ч е н н ы е к т р у б к а м, выполне н н ы м т у р м а л и н и з и р о в а н н ы м и брекчи ями,
тесно связаны с гранодиоритовыми плутонами палеогенового
возраста. Рудоносные трубки встречаются группами (общим
числом до 100) и расположены несколько западнее пояса меднопорфировых м-ний. Золото является важным попутным
компонентом в этих трубках. Иногда среди кварц-турмалинпирит-халько-пиритового агрегата, цементирующего угловатые обломки вмещающих пород, присутствуют шеелит, воль147
фрамит и молибденит (м-ния Турмалиния в Перу, Кабеза-деВака, Сан-Педро-де-Кахиуао и Диспутада в Чили).
Порфировые медные и медно -молибденовые м ния. Всемирно известные пояса меднопорфировых м-ний Андийского орогена. В Чили  крупнейшие м-ния меди ЭльТениенте, Лос-Пеламбрес, Потрерильос, Эль-Сальвадор, Чукикамата и Эль-Эбра, а на юге Перу — Токепала, Куахоне,
Квелавеко. Все эти м-ния содержат более 0,5  1 млрд. т.
руд, имеющих рассеянную вкрапленность и прожилки халькопирита, халькозина, борнита. Несмотря на низкое содержание в рудах золота и молибдена, эти два металла  важные
попутно извлекаемые продукты. Меднопорфировые м-ния
приурочены или к отдельным изолированным штокам, или
связаны с поздними фазами плутонов гранодиоритового и
кварцево-диоритового состава. Иногда вокруг меднопорфировых м-ний встречаются ореолы со свинцово-цинковосеребряной минерализацией. Установлено закономерное
омоложение вмещающих интрузивных пород и оруденения в
направлении с севера на юг: от палеоценового в Южном Перу
до миоцен-плиоценового в Чили.
С т р а т и ф о р м н ы е м а р г а н ц е в ы е м - н и я в виде
трех горизонтов окисленных марганцевых руд, переслаивающихся с подводными вулканогенно-осадочными отложениями мелового возраста, отмечены в пределах меднорудного пояса (м-ния провинции Корал-Квемадо в Чили).
M e д н о ~ с в и н ц о в о - сер е б р я н ы е ж и л ь н ы е и к о н т а к т о в о – м е т а с о м а т и ч е с к и е м – н и я расположены на
фланге МГ- зоны, включающей меднопорфировые м-ния. Полиметаллические м-ния этого типа в большом количестве
встречаются в Западной Кордильере и Альтиплано (Перу) и
затем прослеживаются через Боливийское Альтиплано на юг
через хребты Пуну, Фронтальную Кордильеру и Пампин в
Западную Аргентину. В Перу эти м-ния залегают среди известняков и других юрско-меловых морских осадков, а также
в вулканических и обломочных породах ранне- и среднепа148
леогенового возраста. В Боливии и Аргентине вмещают руду
обычно породы палеозойского возраста. Типична приуроченность полиметаллических жильных м-ний к выходам небольших андезит-диоритовых, дацит-тоналитовых и адамелиткварцево-дацитовых штоков; м-ния Квирувилка, Касапалка и
Джулкани в Перу, Матильда, Лаурани и Ла-Джойя в Боливии,
Ла-Конкордияи Фаматина в Аргентине принадлежат к жильному, а Антамина, Яурикоча и Ферробамба в Перу — к контактово-метасоматическому типам. М-ние Морокача в Перу
содержит метасоматическую и жильную минерализацию.
Жильные м-ния чаще встречаются среди вулканитов, а метасоматические — среди известняков. М-ние Съерра-де-Паску в
Перу выражено трубкой гидротермальной брекчии, интрудированной адамеллитовыми порфирами с Сu-Pb-Zn-Ag- минерализаией, образующей неправильные тела и жилы в приконтактовой части массива адамеллитов; оно напоминает порфировые м-ния, к которым может быть отнесено также м-ние
Сан-Кристобаль в Южной Боливии, где брекчиевидные породы вмещают Ag-Pb-Zn-вую минерализацию. В упомянутых
м-ниях полиметаллическое оруденение сопровождается высокими концентрациями Сd, In, Se и Te а иногда — Sn, Ge, Bi и
Hg.
М е д н ы е и у р а н о - в а н а д и е в ы е м - н и я . Основная полоса развития медных м-ний находится в Южной части Перу и
Боливии, где они занимают северную часть структуры Альтиплано. Большинство м-ний залегает в палеоген-неогеновых
красноцветных континентальных отложениях типа моласс, хотя в Перу (небольшие м-ния Негри-Хуануша и Дона-Базилио)
и Аргентине медная минерализация данного типа встречается
и в более древних, вплоть до пермо-карбоновых, отложениях.
Наиболее интересны медные м-ния Боливии Корокоро и Чекарилла и Азурита-Куприта, из которых первое содержит богатые руды. Исследователями оно выделено в особый тип мдений — тип Корокоро с богатой стратиформной медной минерализацией в красноцветных песчаниках. Характерной чер149
той медных м-ний данного типа является пластообразная
форма рудных тел, залегающих в горизонтах песчаников и
конгломератов, на которые воздействовали рудоносные растворы, в связи с чем появились зоны осветления. Оруденение
представлено халькозином и самородной медью. Урановые
стратиформные м-ния в том же комплексе континентальных
осадочных отложений располагаются в основном в северозападной части Аргентины (Эль-Сухо, Ла-Рома  СанКарлос, Тиногаста, Гуандакол, Талакасто, Косквин, СьерраПиртада). Оруденение в них представлено настураном, урановыми чернями с небольшими примесями серебра и свинца.
О л о в я н н о - в о л ь ф р а м о в ы е и оловор удные м н и я Ц е н т р а л ь н ы х А н д находятся в четко оконтуренной
МГ- зоне, выраженной в рельефе Кордильерой Реал, переходящей в Восточную Кордильеру Боливии.
Оловянно-вольфрамовые жилы (касситерит-вольфрамитшеелит-кварцевые) приурочены только к контактовым зонам
батолитов и расположены в поясе шириной от 30 до 50 км в
Кордильере Реал. Принят мезозойский возраст этих м-ний,
хотя батолита Квимза-Круз имеет ранне-миоценовый возраст.
Оловянно-серебряные м-ния расположены в Южной Боливии в поясе шириной до 150 км, который переходит в самую северо-западную часть Аргентины. Оловянно-серебряные
м-ния (Авикая, Колквахака, Хуалуни, Морококала) приурочены к штокам субвулканических дацитов (до кварцевых латитов) и залегают в палеозойских осадочных отложениях. В
южной части олово-серебряного пояса в жилах появляются в
промышленных количествах сурьма и висмут. Находящиеся в
этом же оловорудном поясе м-ния Ллалагуа, Оруро, Потоси и
Чокая. Выделяется особый промышленно-генетический тип
м-ний — в оловорудные м-ния порфирового типа, считая, что
генезис их сходен с генезисом медно-порфировых м-ний. Основание для этого – штокверковая и тонко вкрапленная форма оруденения и приуроченность его к зоне серицитового гид150
ротермального изменения в субвулканических штоках неогенового возраста.
Ороген активной окраины Северной Америки  эталон
орогенов кордильерского типа, имеет более сложное строение по сравнению с Андийским орогеном. Видимо, в мезозой-кайнозойский период произошло поддвигание и поглощение не одной, а двух литосферных плит. Кроме того, его
строение осложнено, вероятно, жестким массивом плато Колорадо, образованием специфической Провинции Бассейнов и
Хребтов, несущей тафрогенные черты, и нахождением на
окраине, по крайней мере в течение кайнозоя, крупнейшего
разлома Сан-Андреас. Поэтому в пределах Кордильерского
орогена не выявлена ясно выраженная полосовая МГ- зональность, которую можно было бы коррелировать со структурами
земной коры. Но сопоставление по-метальных карт и карты
полезных ископаемых мира позволяет различать такую зональность: наиболее крупные ртутные м-ния Нью-Идрия и
Нью-Альмаден так же, как и Хуановелика в Чили, расположены в краевой части орогена, обращенной к склону.
Далее в глубь континента располагаются золоторудные мния, а также крупнейшие вулканогенно-осадочные м-ния бора
Калифорнии — Крамер, Серлс-Лейк (в Чили известны менее
крупные аналоги — Аскотан, Салинас-Грандес). Здесь же
находятся небольшие по размерам марганцевые и железорудные м-ния.
Еще дальше размещается пояс меднопорфировых м-ний
Южной Аризоны: Юта-Коппер, Бингем; последние два м-ния
имеют значительные запасы свинца и цинка. В пределах этого
пояса и далее в глубь континента размещаются жильные и
контактово-метасоматические свинцово-цинковые (с Ag, Cu и
Au) м-ния (районы Кер д’Ален, Тинтик, Парк-Сити, Ледвил,
Гилмен). В удаленном от окраины в стабильном блоке плато
Колорадо размещаются урановые и урано-ванадиевые м-ния в
красноцветных толщах от пермского до мелового возраста, а
также в более молодых сероцветных осадочных отложениях (с
151
зонами пластового окисления). На плато Колорадо наиболее
важными являются собственно урановые и урано-ванадиевые
м-ния (Амброзия-Лейк, Джек-пайл, Шерли-Бейсин, районов
Лисбон-Велли, Монумент-Велли и Уайт-Каньон Ураванского
рудного пояса и др. Известны и достаточно крупные скопления урано-медных руд (Хеппи-Джек). По окраинам блока Колорадо находятся уникальные и очень крупные кварцевомолибденовые (с вольфрамом) м-ния Клаймакс, а также полоса золоторудных м-ний типа Карлин в тыльном надвиговом
поясе в Андийском орогене.
З о л о т о р у д н ы е м – н и я . В тыльном надвиговом поясе Кордильер в США, кроме м-ния Карлин, выявлено несколько м-ний тонкодисперсного золота. На м-нии Карлин стратиформные залежи залегают в средне- и мелкозернистых доломитистых известняках раннесилурийского возраста, на которые
по надвигу Робертс-Маунтин надвинуты кремнистые сланцы и
известняки среднего ордовика. Тонкодисперсное золото в рудах сопровождается мышьяком, сурьмой и ртутью. Запасы золота на м-нии – порядка 100 т при содержании 10 г/т. Аналогичные запасы и содержания имеют и вновь выявленные мния. М-ния данного типа относятся к близповерхностным эпитермальным.
Сопоставление геологического строения и эволюции западных окраин Североамериканского и Южноамериканского
континентов показывает, что орогенные пояса, развитые на
этих окраинах, имеют сходный набор промышленногенетических типов м-ний и латеральную магматическую и
МГ-зональность, которая выражается сменой МГ- поясов и
зон, обогащенных от океанов в глубь континента: ртутью, железом, медью, полиметаллами с серебром, вольфрамом и молибденом. Можно отметить обогащенность Североамериканского мезо-кайнозойского орогена молибденом, ураном и особенно золотом. Андийский же ороген богат олововольфрамовыми и олово-серебряными жильными и оловянными порфировыми м-ниями.
152
Большое разнообразие скоплений полезных ископаемых на
активных окраинах континентов кордильерского и андийского
типов объясняют проявлением различных геодинамических
процессов в соответствующих структурно-формационных зонах орогенов.
Во фронтальной вулкано-плутонической дуге внедряющаяся субдукционная известково-щелочная магма несет громадные массы полиметаллов, сопровождающих их серебра и золота, а также мобилизует и перераспределяет в земной коре
ртуть, железо, марганец и некоторые другие элементы. Вероятно, имеет значение и состав субдукцируемого с океанической литосферой материала, а также состав пород фундамента
надвигаемой плиты. Сведения о строении и эволюции окраины Южноамериканской плиты в палеозое объясняют богатство чилийских медно-порфировых м-ний. Наиболее крупные
и богатые м-ния образовались там над шовными зонами, в которых перерабатывалась палеозойская океаническая литосфера (над зоной столкновения микроконтинента Пампы).
Еще большее значение состав земной коры и предшествующая эволюция структур имеют в тыльной магматической дуге и тыльном надвиговом поясе, которые располагаются в
150250 км от фронтальной вулкано-плутонической дуги в
глубь континента. Видимо, в орогенные периоды (когда затруднена субдукция в желоб) происходит скучивание пластин
континентальной коры в тыльном надвиговом поясе, а на глубине 15—30 км — анатектическая выплавка известковощелочных и гранитных магм (состав их зависит от глубины
выплавки и характера вмещающих пород). В этих структурноформационных зонах образуются разнообразные плутоногенные редкометальные м-ния: кварцево-моли-бденовые, молибден-вольфрамовые,
вольфрамо-оловянные
и
оловянносеребряные, а также эпитермальные (по существу метаморфические) золоторудные, ртутные и сурьмяно-ртутные при формировании надвигов и покровов.
153
Глубинные флюиды в верхних слоях земной коры межгорных и предгорных прогибов вызывают образование м-ний
медистых и урановых песчаников. Несомненно, имели значение мобилизация вещества в проницаемых горизонтах осадочных толщ и отложение его на восстановительных экранах.
Очевидно, в начальные стадии развития активных континентальных окраин (кордильерский тип) существовали эпиконтинентальные моря, где, как и на пассивных окраинах, могли
формироваться м-ния типа медистых сланцев.
На основе палеореконструкций Средней Европы для
пермского периода установлено, что медистые сланцы Мансфельда и Верхней Силезии формировались на активной, а не
пассивной окраине континента или в авлакогене. Медистые
сланцы Средней Европы – базальный горизонт цехштейновой
карбонатно-эвапоритовой толщи, залегающей на красноцветных песчаниках и конгломератах Ротлигенда. В районе
Мансфельда они слагают верхние горизонты мульды и развиты на площади 140 км2. Рудоносный пласт черных битуминозных доломитовых медистых сланцев имеет мощность до
90 см, в среднем 3040 см. Бассейн медистых сланцев северо-западной части Верхней Силезии в ПНР находится в
300600 км к западу от Мансфельда. Разрез цехштейна и
подстилающих пород сходен с разрезом Мансфельда. Медное
оруденение, прослеженное по простиранию на 280 км, залегает в известковистых мергелях, известняках и песчаниках.
Обширный цехштейновый бассейн от Великобритании до восточных границ Польской Народной Республики, унаследовал
крупный прогиб, образовавшийся после бретонской фазы деформаций на границе девона и карбона. В эту фазу ранее отторгнутые Молданубские (Чешский и др.) микроконтиненты
были вновь причленены к Восточно-Европейскому континенту с закрытием спредингового окраинного моря. Скученная
допозднедевонская океаническая кора дна этого моря вместе
с перекрывающими метаморфизованными осадками в сутурной зоне составила фундамент Северо-Германско-Польской
154
впадины. Одна из пластин океанической коры, в виде покрова
была надвинута на Рудные горы. Остатки этого покрова с почти полным разрезом офиолитового комплекса (серпентинизированные ультрабазиты, габбро, и амфиболиты) обнажаются у Хохенштейна  Эрнштааля в юго-западной части купола
Гранулитовых гор. В других местах Рудных гор на протерозойских и нижнепалеозойских отложениях залегают породы
офиолитового комплекса: серпентиниты, в которых иногда
наблюдаются лежачие складки, габбро, пиллоу-лавы или амфиболиты — продукт метаморфизма океанических базальтов.
В предцехштейновое время в ранней перми при выполаживании зоны субдукции, располагавшейся к югу от Молданубского микроконтинента, осадки бассейна Северо-ГерманскоПольской впадины и ее фундамент, так же как и протерозойские и палеозойские (донижнепермские) породы Чешского и
других микроконтинентов, были прорваны кислыми интрузиями и субвулканами. Эта магматическая фаза, проявившаяся
перед отложением медистых сланцев, возможно, способствовала появлению концентраций меди и сопутствующих компонентов.
Зоны коллизии литосферных плит
К коллизионным тектоническим обстановкам относятся
зоны столкновения островных энсиматических дуг и микроконтинентов с континентами и зоны орогенов завершенного
развития, т. е. зоны столкновения континентов гималайского и
кавказского типов.
Во время столкновения (коллизии) литосферных плит происходит тектоническое становление м-ний, образованных в
предшествующие стадии раскрытия и начала закрытия океана,
т. е. на сталкивающихся островной дуге, микроконтиненте и
пассивной или активной окраине континента. В результате
они часто приобретают аллохтонноё залегание.
155
Зоны коллизии островных (энсиматических) дуг с пассивными окраинами континентов. Это – наиболее поздние,
заключительные стадии развития дуг, когда они включаются в
состав континентальной коры. В геологической истории этот
тип орогенов был одним из важных в развитии земной коры.
Однако примеров орогенов этого типа кайнозойского возраста
мало. К ним относится Новогвинейский ороген. В пределах
последнего
известны
медно-порфировые,
контактовометасоматические, скарновые, меднорудные, медные стратиформные, в также золоторудные гидротермальные м-ния.
В Новогвинейском орогене интересно м-ние МаунтФьюбилайн (Ок-Тэди) в С-З части территории Папуа — Новая
Гвинея. Оно приурочено к серии сложных гипабиссальных
штоков мелкозернистых кварцевых диоритов и гранодиоритов
плиоцен-плейстоценового возраста, прорывающих смятые в
пологие складки тонкозернистые обломочные породы и известняки олигоцен-среднемиоценового возраста. Рудное поле
приурочено к северной части пассивной окраины Австралийской плиты, так как вмещающие осадочные толщи представляют собой шельфовые осадки. Они изучены бурением поисковых нефтяных скважин, вскрывших гранитный фундамент.
К северу от складчатой зоны, вмещающей рудное поле м-ния
Маунт-Фьюбилайн, находится зона интенсивной складчатости
и зеленосланцевого метаморфизма (горы Шатебург); очевидно, это область шовной зоны, за которой следует пояс интрузий с возрастом 1215 млн. лет (ранний и средний миоцен) и
метаморфизованных вулканитов и осадков (видимо, вулканическая дуга островодужной системы) и еще севернее, в районе
разлома Фрида, появляются пластины офиолитов и зеленосланцевых пород (возможно, породы аккреционной призмы
островной дуги).
В пределах рудного поля м-ния Маунт-Фьюбилайн установлено несколько штоков гранодиоритового или кварцеводиоритового состава площадью от 2 до 9 км2. В пределах од156
ного штока выявлена медная минерализация промышленного
значения.
Основное рассеянное гипогенное медное оруденение залегает в интрузивном кварцево-латитовом порфировом штоке
Фьюбилайн, имеющем форму цилиндра, диаметром около 1
км. К-Ar возраст интрузии 4,7 млн. лет. В центральной части
штока находится кварцевое тело в виде некка размером
240х120 м. Сульфиды меди – гипогенные халькопирит и борнит и супергенные – халькозин и ковеллин. Возраст наиболее
поздней стадии гидротермальной деятельности – 1,2 млн. лет
(плейстоцен). Несмотря на очень молодой возраст оруденения, на м-нии отчетливо проявились окисление и частичное
выщелачивание до глубины почти 300 м; ниже этой зоны залегает зона вторичного супергенного обогащения с содержанием меди до 1-1,51%.
М-ние Маунт-Фьюбилайн весьма интересно для познания
разных форм генезиса медного оруденения, так как в его пределах, кроме типичного медно-порфирового оруденения, известно медное оруденение в скарнах и пластовая залежь массивных сульфидов.
Скарны на контакте интрузивных пород с известняками
содержат пластообразную залежь высокосортной медной руды, ассоциирующей с магнетитом. Пластовая залежь массивных сульфидов, мощностью 15 м, приурочена к зоне надвига
вдоль контакта известняков с кварцевыми песчаниками. Рудное тело с медью от 0,1 до 5 % сложено пиритом, пирротином
с магнетитом, халькопиритом, марказитом, галенитом и сфалеритом.
В зоне столкновения островной дуги с пассивной окраиной на территории Папуа — Новая Гвинея расположено значительное золоторудное м-ние – Мороуб, залегающее в поясе
метаморфизованных сланцев и филлитов толщи Каинды, прорванной массивом гранодиоритов Мороуб. Золотое оруденение пространственно тесно связано на участках Уду-Крик и
Гольден-Ридж с близповерхностными порфировыми интрузия157
ми дацитового и андезитового состава. Радиогенный возраст
оруденения оценивается в 3,4  3,8 млн. лет, т. е. оно позднеплиоценовое. Жильные зоны и жилы, мощностью до нескольких метров, содержат пирит, халькопирит, галенит, прустит,
самородные серебро золото. Золото низкопробное, их жильных минералов присутствуют кварц и кальцит.
На северной пассивной окраине Австралийской плиты известны м-ния нефти и газа, на формирование и перемещение залежей которых, по-видимому, влияло надвигание
островной дуги с севера (субдукционный фактор).
Зоны коллизии микроконтинента с континентом
представляют собой надвиговые и покровные зоны, образованные на месте закрывшегося спредингового окраинного моря. Молодая океаническая кора на дне этого моря, вместе с
покрывающими ее карбонатными и терригенными осадками
раскалывается на скучивающиеся пластины. В начальную
стадию скучивания в окраинном море возникают островные
невулканические дуги, сложенные обдукцированными офиолитами океанической коры. Показательный пример в Тасманском спрединговом море  о-в Новая Каледония, с его небольшими колчеданными и хромитовыми м-ниями и производными мощных процессов латеритизации ультрабазитов, в
виде латеритных и Ni-Co-вых м-ний. Палеоаналог — Уфалейский район на Урале.
После завершения столкновения микроконтинент причленяется к континенту и происходит тектоническое становление
(обдукция) крупных пластин океанической коры на континент
или микроконтинент. Так возникли выходы крупнейших и
мощных пластин офиолитов в Омане, на Папуа — Новая Гвинея, на Западном склоне Урала (Полярный и Южный Урал) и
в некоторых других регионах.
Пример зоны столкновения микроконтинент – континент 
Южный Урал, где в позднем девоне закрылось ТагилоМагнитогорское окраинное море и столкнулись Урало-То
больский (Мугоджарский) микроконтинент с пассивной окраи158
ной Восточно-Европейского континента. Покровная и надвиговые зоны на месте Тагило-Магнитогорского окраинного моря подверглись «додавливанию» и завершающим деформациям в конце раннего карбона при закрытии Тургайской ветви
океана и столкновении Восточно-Европейского континента и
причлененного к нему Урало-Тобольского микроконтинента с
Казахстанской мегаплитой. При этом офиолитовые покровы
были шарьированы и разбиты на более мелкие пластины и
блоки. Видимо, так сформировались на дне спредингового
окраинного моря м-ния хромитовых (Кемпирсайские) и Cu-Znвых колчеданных руд (Медный пояс Урала).
В процессе скучивания коровых пластин метаморфизму
подвергались перекрывающие океаническую кору известняковые и терригенные толщи, содержащие нередко прослои
битуминозных сланцев, а также карбонатные и терригенные
толщи пассивных окраин континентов и микроконтинентов,
обогащенные россыпными минералами. Так в зоне столкновений покровно-шарьяжного строения образуются секреционнометаморфические седловинные, штокверковые и другие залежи золоторудных м-ний, телетермальные ртутные и сурьмянортутные м-ния, а при выплавке и внедрении коллизионных
анатектических гранитов — регенерированные золоторудные и
жильные оловорудн ые м-ния.
Орогены колизий континентов. Это  складчатые пояса и сложные тектонические сооружения, возникающие при
надвигании активной окраины одного континента на пассивную окраину другого (гималайский тип) или при столкновении континентов активными окраинами (кавказский тип). В
Гималайском орогене развитие структур столкновения началось в палеогеновое время, после того как Индийская плита
достигла Евразиатской плиты и начала поддвигаться под ее
активную окраину. Несмотря на грандиозность орогена, длина
поддвиговой зоны которого около 2500 км, а ширина около
250 км, он остается мало исследованным. Здесь установлены
крупные гранитные плутоны, формирование которых нача159
лось после начала гималайской орогении, т. е. после поддвигания в неогеновое время. С этими гранитоидами связывают образование кварцево-полиметаллических жил, а также привнос
меди, сурьмы. Указывается на оловоносность бедринатских
гранитов. Отмечено наличие в Чамольской известняковой зоне
Гарвальских Гималаев м-ний магнезита, образование которых
связывают с движением растворов, обогащенных магнием,
вдоль Главного Центрального взброса. Другие м-ния (хромита, магнетита, самородной меди) связаны с офиолитовыми
комплексами, тектоническое становление которых началось в
раннюю стадию гималайской орогении (стадия столкновения).
Столкновение континента с континентом по гималайскому
типу сходно с описанными выше зонами столкновения микроконтинента с континентом. Поэтому в покровно-шарьяжных
поясах гималайского типа при благоприятном развитии осадочных толщ пассивной окраины можно ожидать также м-ния
золота, ртути и сурьмы.
Развитие тектонических структур Кавказского орогена по
модели столкновения континентов началось в послемеловое
время. после того как островная дуга Малого Кавказа, сформированная в юрско-меловое время, была надвинута на пассивную окраину Иранской мезоплиты. Позже началось сближение Иранской: и Восточно-Европейской литосферных плит
и дальнейшее закрытие океана Тетис. Следовательно, для выяснения закономерностей размещения м-ний в орогенах
столкновения кавказского типа необходимо изучить особенности локализации на Кавказе скоплений с эоцена – олигоцена
полезных ископаемых.
Г. А. Твалчрелидзе в пределах Кавказского орогена выделяет следующие промышленно-генетические типы м-ний и
скоплений полезных ископаемых: 1) скарновые и жильные молибдена и вольфрама, иногда с As или Sb; 2) Cu-Mo-вые порфировые, 3) вулканогенно-осадочные марганцевые, 4) Hg и SbHg-тные, 5) скарново-магнетитовые. Встречаются и кварцево160
полиметаллические жильные рудопроявления и мелкие по
масштабу м-ния.
Скарновые
и
жильные
молибденв о л ь ф р а м о вые, и н о г д а с м ы ш ь я к о м и с у р ь м о й – м
- н и я расположены преимущественно в зоне Главного Кавказского хребта, т. е. в пределах северной сталкивающейся
активной окраины Евразиатской плиты. В их числе м-ние молибдена и вольфрама Тырныаузское, а также Кароби, Дана,
Зопхито, Ноцара и др. В последнее время формирование
Тырныаузского м-ния связывается с эльджуртинскими гранитами, а его возраст определяется в 13  14 млн. лет.
М е д н о - м о л и б д е н о в ы е п о р ф и р о в ы е м - н и я Каджаран, Агарак, Мисхана, Далиг, Дастакерт расположены в
пределах Мисхано-Зангезурской зоны южной окраины Иранской плиты. М-ния приурочены к батолитам и штокам гранодиоритового и монцонитового состава, прорывающим эоценовые
вулканогенные
образования.
Возраст
медномолибденового
оруденения
определяется
как
постраннемиоценовый.
Вулканогенно-осадочные
марганцевые мн и я представлены крупным рудным полем Чиатурского мния, включающим собственно Чиатурское, Чхари-Аджаметское, Шкмерское и другие м-ения ранне-олигоценового
возраста. Расположено оно в зоне столкновения на Дзирульском срединном массиве (микроконтиненте).
Р т у т н ы е и с у р ь м я н о - р т у т н ы е кайнозойские м н и я широко распространены на Кавказе. Одна из зон ртутных м-ний расположена в пределах южного склона Большого Кавказа, прослеживаясь из Горной Абхазии (Ахейское и
Авадхарское м-ния) через Сванетию и Северную Осетию (Тибское м-ние) в Горный Дагестан (Хнекское м-ние). Оруденение
обычно сосредоточено в терригенных отложениях юрского
окраинного бассейна, иногда приурочено к структурам, согласным с общим простиранием орогена, но часто контролируется тектоническими нарушениями «антикавказского» про161
стирания. Другая зона Sb-Hg-ных м-ний находится в пределах
Приараксинской и Севано-Акеринской (Даррыдаг и др.) зон,
т. е. в краевой части южной активной окраины.
Небольшие по масштабу с к а р н о в о - м а г н е т и т о в ы е
м - н и я ассоциированы с габбро-диоритами; прорывающими
меловые карбонатные отложения в Аджаро-Триалет-ской
зоне (Дзамское м-ние), а также с гранодиоритами, комагматичными эоценовыми туфогенными породами в МисханоЗангезурской зоне.
Кроме рудной минерализации, Кавказский ороген столкновения континентов содержит м-ния нефти и газа. Они приурочены к реликтовым площадям океанической коры плиты
Тетис, к которой прежде всего относится Южно-Каспийский
нефтеносный бассейн в восточной части орогена с эксплуатируемыми м-ниями Азербайджана и Туркмении. Нефтяные
м-ния выявлены и в Аджаро-Триалетской зоне, т. е. на западной площади океанической коры.
Зоны трансформных разломов. Известные впадины
Красного моря, заполненные металлоносными осадками и
горячими рассолами, расположены на сопряжении структур
осевой рифтовой долины с трансформными разломами, которые проявлены на дне моря в виде продолжения разломов, поражающих породы фундамента, слагающего побережья. С такими разломами имеют пространственную связь
расположенные на египетском побережье Красного моря,
главным образом в отложениях миоценового возраста, стратиформные м-ния цинка, свинца (Умм-Гейг, Абу-Аиз,
Джебель-эль-Русаз) в Египте и Джабаль-Дайлан в Саудовской Аравии, а также м-ния марганца (Вади-Лахамз, Эрба).
Распространение мезозойско-кайнозойских карбонатитовых
массивов, включающих разные типы минерализации, а также алмазоносных кимберлитовых трубок, вероятно, контролируется зонами древних трансформных разломов фундамента Африканской платформы. Видимая связь с современными и кайнозойскими трансформными разломами наблюда162
ется также в размещении некоторых эпитермальных ртутных
м-ний Японии, Новой Зеландии и некоторых других районов.
Возможна генетическая связь после-раннемиоценовых м-ний
сурьмы и ртути с интра-континентальной зоной Чаманского
трансформного разлома в Пакистане, а также влияние поперечных структур на изменчивость минерализации по простиранию в МГ-поясах Андийского орогена. Неогеновые м-ния
сурьмы в зоне Чаманского трансформного разлома, видимо,
следует считать эталонными. Специфическая тонкокристаллическая минерализация стибнита мелового возраста в зоне
крупного сдвига, т.е. в такой же тектонической обстановке,
известна в Якутии. Возможно, к этому же типу следует отнести м-ния сурьмы зоны Мерчисон в ЮАР.
Часть 2. ПРИКЛАДНЫЕ МЕТОДЫ МЕТАЛ-
ЛОГЕНИИ
ОБЩИЕ ПРИНЦИПЫ ПРОГНОЗНОМЕТАЛЛОГЕНИЧЕСКОГО
РАЙОНИРОВАНИЯ
МГ-анализ включает как главный элемент МГ-районирование
территорий. Цель: выявление закономерностей размещения продуктов рудогенеза в пространстве и во времени для последующего прогноза. Ведущим направлением МГ- анализа де Лоне в
1913 г. назвал сравнение МГ-ческих и тектонических типов территорий и установление на этой основе законов. По А.Д. Щеглову, главная закономерность распределения м-ний в пространстве и
во времени  геологический закон: приуроченность определённых продуктов рудогенеза к определённым геоструктурам.
Геотектонические структуры обладают устойчивыми сочетаниями геологических формаций, поэтому их связи отражают зависимости между геологическими и рудными формациями в разных
типах МГ- формаций.
В основе МГ-анализа – следующие теоретические положения: а) связь определённого оруденения с определёнными по со163
ставу магматическими породами, в связи с чем С.С. Смирнов выдвинул положение о специализированных интрузиях; б) во многих районах выявлена поясовая зональность оруденения, т.е. специализация свойственна рудоносным территориям в пределах
крупных провинций; в) наметилось, что последовательным этапам развития земной коры свойственны определённые группы
полезных ископаемых. Возникновение рудных месторождений –
одна из сторон единого и сложного процесса геологического развития земной коры. Они теснейше взаимосвязаны с осадконакоплением, тектоническими движениями, магматической деятельностью и метаморфизмом. Поэтому процессы минерализации
должны изучаться в своём историческом развитии и в теснейшей
взаимосвязи с другими сторонами геологического развития земной коры.
При МГ- анализе используют следующие положения.
Ведущий принцип – историко-формационный анализ. МГ-,
геологические и рудные формации зависят от геотектонического
режима развития земной коры. Определение ассоциаций рудных
и геологических формаций и выявление природы таких ассоциаций с распознанием типов МГ- формаций и их места в геологической истории составляют существо МГ-анализа.
Принцип структуры физических полей, определявших развитие геологических процессов и распределение его продуктов, а также логически, генетически и причинно взаимосвязанного комплекса разносторонних методов их выявления и
исследования.
Принцип последовательного приближения при МГ- анализе
и прогнозе отражает вхож-дение МГ- категорий низшего ранга в
высшие и возможность предсказания новых металлоносных
площадей в рамках более крупной территории, установленной при
МГ- анализе.
Принцип выявления МГ-ских факторов определяет (по
А.И. Кривцову) положение пространственных категорий разных рангов, условия и время их возникновения.
164
Принцип прогноза новых типов (для данной территории)
м-ний либо принципиально новых источников минерального
сырья по аналогиям с хорошо изученными площадями, общеМГ-ским построениям, расшифровкой природы и закономерностей проявления рудообразующих процессов.
Формирование МГ тех или иных площадей и их современного
облика определяется комплексом факторов: структурой физических полей; источником энергии; геотектоническим типом
развития; возрастом; полнотой проявления того или иного режима; особенностями, набором и масштабами распространения геологических формаций; глубиной эрозионного среза;
палеоклиматическими условиями.
Особенности, набор и масштабы проявления тех или иных
геологических формаций хранят сведения о соответствующих
геотектонических обстановках с определёнными группами и
типами м-ний. Геологические формации доступны для картирования и изучения, поэтому их установление с выделением
рудоносных и потенциально рудоносных обеспечивает решение одной из основных задач МГ-анализа в соответствии с историко-формационным принципом.
Для концентрации продуктов рудообразующих процессов
в тех или иных частях пространства ведущее значение имеют
литолого-фациальные, стратиграфические, магматические,
структурные, метаморфические, геохимические, палеогидрогеологические и геофизические факторы. Роль их зависит от
специфики обстановок рудогенеза.
Выявление закономерностей размещения м-ний в ограниченных участках земной коры, сравнимых с площадями отдаленных геологических формаций либо их частей, — задача
МГ-нии рудных районов, наиболее важное в прикладном разделе МГ.
Закономерное распределение в пространстве продуктов рудогенеза отражает МГ-зо-нальность. По вектору зональности
выделяют в е р т и к а л ь н ы й и л а т е р а л ь н ы й типы.
Вертикальная зональность может быть одно направленной
165
(прямой и обратной) и двусторонне направленной (симметричной и асимметричной). Латеральную зональность делят на
асимметричную, двустороннесимметричную и концентрическую с разной выраженностью симметрии.
Масштаб зональности определяется рангом анализируемых МГ-ских категорий. Зональность выявляют по структуре
геофизических и геохимических карт, пополненную
распределением в пространстве м-ний разной формационной
или фациальной принадлежности. В соответствии с этим
устанавливают зональное размещение м-ний в рудных районах, зонах, провинциях, поясах, т.е. их МГ-скую зональность.
Закономерности пространственного размещения м-ний
проявляются также и на фоне закономерного распределения
соответствующих геологических формаций. Отсюда следует
возможность установления зональности на уровне МГформаций, т.е. зонального распределения рудных районов
определенного МГ-профиля в зонах, провинциях, поясах. Зональность такого типа может быть установлена и по размещению любой из пространственных категорий МГ в пределах
более высоких: зон в провинциях, зон в поясах и т.п.
Зональность отмеченных рангов имеет существенное значение для МГ-анализа и базирующихся на нем прогнозных
построений.
Для поисков и разведки важно выявить зональность распределения продуктов рудоотложения в м-ниях, группах рудных тел и отдельных рудных телах. Зональность этого ранга –
зональность оруденения, возникающая в рамках этапа минерализации (рудообразования) и отражающей изменения условия рудоотложения в сравнительно ограниченном пространстве рудоносных либо рудовмещающих формаций.
Зональность в распределении МГ-ских формаций зависит от
их типов, определяемых, как отмечалось, различной ролью
геологических формаций и разными их сочетаниями.
166
Для дальнейшего изложения целесообразно ввести ряд понятий (по А.И. Кривцову): рудовмещающие формации (РВФ) –
среда рудоотложения; рудоносные формации (РНФ) – частный
случай РВФ, формационно однородные образования, вмещающие формационно одноипные продукты рудогенеза при неоднозначности объяснения природы таких ассоциаций; рудогенерирующие формации (РГФ) – предполагаемый источник вещества,
энергии рудообразования и транспортирующих агентов при рудообразовании, локализованных в среде рудоотложения; рудообразующие формации (РОФ) – источник энергии при рудообразовании за счёт вещества из иных формаций.
Наиболее простой вариант зональности: сочетание разновременных МГ-ских формаций типов: РВФ = РНФ, РВФ =
РГФ. Расположение таких формаций на разных уровнях геологического (структурно-формационного) пространства отвечает
временным рядам рудных формаций и м-ний.
Очевидно, что подобная вертикальная зональность весьма
значительного вертикального размаха не может наблюдаться в
разрезах МГ-ских зон, провинций и поясов. Она строится из
сопоставления МГ сопряженных участков земной коры, выведенных пострудными тектоническими движениями на различные уровни вскрытия эрозионным срезом.
Латеральная МГ-зональность может быть следствием различных по своей природе процессов, из которых ведущее значение имеют следующие:
отражение вертикальной зональности при изменении ориентировки ее вектора деформацией доскладчатых рудоносных
формаций либо при вскрытии эрозионным срезом различных
структурно-формационных уровней единых временных рядов
рудных формаций;
синхронное либо близ одновременное возникновение пространственно разобщенных МГ-ских формаций разного профиля при автономном развитии сопряженных зон;
167
разновременное становление различных (реже однотипных) МГ-ческих формаций в разных частях геотектонически
единого пространства.
Для МГ-ских формаций типа РВФ + РГФ и РВФ + (РВФ =
РНФ =. РГФ) зональность определяется особенностями пространственного распределения активных элементов таких сочетаний, т.е. геологических формаций, выступающих в роли
РГФ. Последние, как правило, принадлежат к плутоногенным
образованиям, возникающим на нескольких временных отрезках на разных уровнях геологического пространства.
В рамках одной МГ-ческой формации рассматриваемых типов могут быть проявлены вертикальная и латеральная зональности в размещении м-ний различных минералогогеохимических типов.
Сравнительно простой зональности более высокого ранга
соответствует латеральная зональность, обусловленная пространственной разобщенностью разновременных (либо близ
одновременных) формаций типа РГФ, имеющих различный
состав и продуцирующих рудные формации разного состава.
Более сложные варианты зональности могут возникать при
развитии МГ-ческих формаций типа (РВФ = РНФ) + РОФ и
(РВФ = РНФ) + + (РОФ = РГФ). Пространственное размещение каждого элемента приведенных сочетаний, как правило,
подчиняется независимым закономерностям.
На фоне вертикальных и латеральных рядов геологических
формаций типа РВФ = РНФ, продуцирующие оруденение
формации (РОФ, РОФ = РГФ), могут формировать собственные временные ряды, обычно имеющие латеральное выражение. Перекрытие тех и других рядов определяет господствующий латеральный тип зональности.
Для МГ-ческих формаций — РВФ = РНФ и РВФ = РНФ =
РГФ; РВФ + РГФ; (РВФ = РНФ) + РОФ и (РВФ = РНФ) + +
(РОФ = РГФ) — типы региональной МГ-зональности отвечают моногенности, т.е. проявлению в разных частях простран168
ства МГ-формаций с собственными процессами рудонакопления, не совмещенными с предшествующими.
При полигенном проявлении рудообразующих процессов в
рамках одного и того же геологического пространства ранние
формации типа РВФ = РНФ и РВФ = РНФ = РГФ, обладающие собственной МГ-ей, могут выступать в качестве РВФ для
продуктов рудогенеза, связанных с более поздними РГФ.
Иными словами, полигенная зональность может отражать
совмещение в пространстве рудоносных осадочных, вулканогенных либо метаморфогенных формаций с более поздними
плутоногенными формациями, обеспечивающими рудогенез
вне плутонитов; совмещению друг с другом разновозрастных
плутоногенных формаций с собственными этапами рудогенеза и соответствующими рудными формациями разных глубин
и условий становления.
Вертикальная зональность в таких обстановках может
определяться разными глубинами становления разновременных и разнотипных м-ний и рудных формаций. Латеральная
зональность при этом выступает как отражение вертикальной,
либо определяется факторами, контролирующими распределение поздних формаций и сопряженных с ними продуктов
рудогенеза. При многоэтапности рудогенеза в сравнительно
небольшом геологическом пространстве зональное распределение может быть и не проявлено.
Полихронность рудообразующих процессов в рамках
сравнительно ограниченных пространственных категорий
имеет следствием возникновение зон и районов с комплексной
МГ-ей. В подобных зонах и районах возможно преобразование ранее возникших руд под воздействием последующих
МГ-ческих процессов вплоть до перераспределения рудного
вещества и его регенерации с участием в становлении более
поздних рудных формаций. При этом могут проявляться
сложные сочетания вертикальной и латеральной зональностей,
сложные в расшифровке. Наиболее трудно расшифровываемое
169
выражение имеет зональность в рудно-магматических системах, которые объединяют разные минералого-геохимические
типы руд, находящиеся в разных частях геологического пространства, но обладающие генетической общностью при принадлежности к одному этапу минералообразования, связанному с тем или иным магматическим телом либо геологической
формацией.
Общая последовательность работ по выделению рудоносных площадей разного ранга: планетарные пояса – МГ-пояса –
МГ-провинции – МГ-зоны – рудные районы – рудные поля.
Каждой из этих категорий соответствуют геологические и МГ(рудные и метасоматические) формации. Ограничение в геологическом пространстве соответствующих формаций и их
множеств равноценно установлению площадей и границ соответствующих пространственных категорий МГ-ии и обеспечивает проведение МГ-районирования территорий, детальность которого определяется масштабами выделяемых рудоносных площадей.
Такой подход к районированию реализуется просто в случаях, когда на территории развиты МГ-формации типов РВФ
= РНФ и РВФ = РНФ = РГФ, т.е. в случаях пространственной
общности геологических и рудных формаций. В подобных ситуациях выделение формационных границ решает задачу
определения
МГ-границ
и,
соответственно,
МГрайонирования. Для МГ-формаций типа РВФ = РГФ оконтуриваются границы РГФ.
При МГ-районировании территорий с развитием МГформаций типа (РГФ = РНФ) и (РГФ = РНФ) + (РОФ = РГФ)
требуется установление формационных границ каждого из
элементов названных сочетаний. При прочих равных условиях
пространственные категории МГ выделяются как площади
совмещения обоих элементов. МГ-границы при этом могут
170
совпадать с контурами развития формаций типа РОФ и РОФ =
РГФ внутри формаций РВФ = РНФ.
Более сложны для районирования территории, где формации типа РГФ лишь частично вскрыты эрозионным срезом.
Вследствие этого их ареалы могут не поддаваться надёжному
оконтуриванию, тогда как площади распространения соответствующих рудных формаций, находящихся на более высоких
гипсометрических уровнях, определяются достоверно. В подобных случаях допустимо определять границы МГ-границ по
сочетанию признаков – распространённости РГФ и м-ний соответствующих рудных формаций. Следовательно, формационные границы, определяемые положением РГФ, могут не
совпадать с МГ-границами, устанавливаемыми по распространению рудных формаций, локализованных на данных
гипсометрических уровнях.
Наконец, применительно к рудным формациям, связи которых с геологическими формациями остаются неустановленными,
МГ-границы должны определяться по размещению представителей
соответствующих рудных формаций (месторождений и рудопроявлений). Поскольку в любой провинции вероятность обнаружения новых объектов на глубине сохраняется при любом уровне
опоискованности, положение МГ-границ в рассматриваемых обстановках определяется состоянием изученности территории и
может уточняться с развитием геологоразведочных работ.
Содержание рудно-формационного анализа для прогнозно-МГпостроений определяется целенаправленной последовательностью систематизации исходной информации:
установление ведущих характеристик скоплений рудного
вещеества — минеральный и элементный составы с оценкой количественных соотношений основных рудообразующих элементов;
выявление главных показателей рудовмещающих формаций
(фациальный соста в с количественным соотношением фаций, химический состав с учетом соотношений определенных породообразующих элементов);
171
анализ зависимостей между формационными характеристиками рудных скоплений и среды с выявлением возможного
постоянства в появлений определенных продуктов рудогенеза
для однотипных геотектонических обстановок;
конкретизация роли рудовмещающих формаций с оценкой
их принадлежности к рудоносным либо к относительно пассивным рудовмещающим и с определением возможных рудогенерирующих и рудообразующих формаций;
обоснование принадлежности ассоциации определенных
рудных формаций и геологических формаций (либо их сочетаний) к тому или ином типу МГ-формаций.
Подобный анализ позволяет решать главные задачи прогнозных исследований — по геологическим формациям и их
сочетаниям устанавливать площади возможного развития соответствующих рудных формаций.
Принципиальные подходы к районированию с выделением
МГ-зон и подзон на основе роли геологических формаций с
учетом различных типов МГ-формаций, отражающих соответствующие рудообразующие процессы. Границы зон и подзон,
для формаций типа РВФ = РНФ и РНФ = РНФ = РГФ совпадают с их контурами. Для секущих формаций РВФ = РГФ ограничения МГ-зон и подзон соответствуют в первом приближении ареалам РГФ, но учитывают и реальное распространение
месторождений данной МГ-ческой формации.
Более сложная ситуация имеет место в тех случаях, когда
формация типа РНФ = РВФ с собственными м-ниями пересекается формацией типа РОФ, становление которой вызывает перераспределение вещества формации РНФ = РВФ с возникновением унаследованных м-ний, родственных по первичному
накоплению рудного вещества с ранее возникшими объектами. Соответствующая МГ-подзона оконтуривается как ареал
такой формации внутри РНФ = РВФ.
При наложении на формацию типа РНФ = РВФ формации
типа РОФ = РГФ, становление которой не только вызывает перегруппировку рудных скоплений более ранней зоны, но и со172
провождается дополнительным привносом вещества, предшествующая МГ наследуется лишь частично. «Пестрота» МГнии подобных районов связаны с многократной перегруппировкой рудного вещества и усложнением состава последовательно возникавших продуктов рудонакопления за счёт дополнительного привноса рудообразующих компонентов при
многоступенчатом становлении как отдельных формаций, так
и их групп. Так комплексная МГ некоторых рудных районов,
появление «смешанных» рудных формаций и руд с «запрещёнными» сочетаниями геохимических характеристик.
При МГ-анализе используются карты: геологические, полезных ископаемых (месторождений и рудопроявлений, разделённые на геолого-промышленные типы), геофизические
(гравиметрическая, магнитометрическая, электроразведочные
– кажущегося сопротив-ления, вызванной поляризации, метода заряда и пр.), геохимические (с разными вариациями
нагрузки, методов исследования и материала опробования.
Вероятно привлечение карты кор выветривания и зон окисления, карт метаморфизма, тектонических дислокаций, петрохимических данных и др. Геологические карты должны включать литологию и фации, проявления минерализации, геохимическое опробование донных осадков, фракций шлихов,
почв, коренных пород, структурные элементы, сведениея дистанционных методов исследования.
Каждой из характеристик присваиваются числовые веса,
значения которых колеблются в широких пределах — от отрицательных до положительных. Возможное соответствие того или иного участка оценивается с помощью матриц, в которых по вертикальной оси отложены значения суммы весов
признаков, а по горизонтальной — число групп признаков
(обычно 34). Вероятность соответствия участка обстановке
нахождения месторождений определяется в зависимости от
значений сумм весов признаков и их числа. Так, например,
при максимальной сумме весов, равной 10, и четырех группах
признаков принимаются следующие категории: при 4 группах
173
и сумме признаков, равной 10,  высоко диагностируемая; при
сумме от 8 до 9 и числе групп от 3 до 4 умеренно диагностируемая; при сумме от 5 до 7 и числе групп от 2 до 4 — слабо
диагностируемая. В области более низких значений весов —
вероятность определяется как предполагаемая (высокой, средней и низкой степени). При отрицательных значениях суммы
весов признаков участок относится к категории неблагоприятных для выявления месторождений.
Например, при оценке перспектив обнаружения стратиформных серебросодержащих м-ний меди на площади листа
Уэллэс Дж. Хэррисон с соавторами использовали широкий
комплекс признаков, основанных на обстановках нахождения
известных объектов. В группе геологических признаков для
различных потенциально рудоносных протеро-зойских формаций выделены следующие: наличие белых кварцитов с косой слоистостью (+4), переслаивание различных кварцитов
(+3), чередование пурпурных и зеленых аргиллитов и алевролитов (+2) , породы основания разрезов формаций (+1), мощные толщи перекрывающих пород в эрозионных срезах (0),
темноцветные отложения любого состава, строматолитовые
зоны в карбонатных породах ( 1), карбонатные отложения (
2). К числу геохимических признаков отнесены аномалии,
установленные при опробовании донных осадков: меди и серебра (+3), меди или серебра в ассоциации с другими элементами (+2), меди или серебра (+1), отсутствие меди и серебра
(0), аномалии меди с серебром, свинцом и цинком (либо без
них) в ассоциации с молибденом и висмутом ( 1). Проявления рудной минерализации классифицированы следующим
образом: наличие более одного месторождения (+4), наличие
более одного рудопроявления (+3), наличие видимой сульфидной минерализации с содержанием меди более 100 г/т и
следами серебра на мощ- ность более 10 см (+2), то же, но вне
рудоносных горизонтов (+1), отсутствие минерализации (0).
На листе выделены участки с умеренными перспективами,
174
фактически соответствующие толщам с известным оруденением и оцененные суммой весов признаков от 9 до 11 при
числе их групп от 3 до 4. Участки слабо перспективные в
большинстве случаев находятся на продолжении известных
рудоносных толщ либо выше их по разрезу.
Теми же исследователями при оценке перспектив выявления эпитермальных месторождений серебра использованы
следующие: экструзивные центры (+1); положительные аэромагнитные аномалии; совпадающие с отрицательными гравиметрическими (+1); аномалии цинка или серебра в ассоциации
с медью либо свинцом (либо без них) в донных осадках (+1);
более одного промышленного месторождения (+2); более одного рудопроявления (+1). В результате оценки как перспективные выделены лишь участки, непосредственно прилегающие к известным месторождениям.
ПРИНЦИПЫ И МЕТОДЫ КРУПНОМАСШТАБНОГО И
ЛОКАЛЬНОГО ПРОГНОЗА
В стадийности геологоразведочных работ в России каждой
стадии соответствуют объекты, подлежащие выявлению, и
равноценные им прогнозные ресурсы и запасы различных категорий. Каждой стадии должны предшествовать прогнозные
исследования для наиболее эффективного выбора направлений и объектов при решении задач. Так, задача регионального
прогноза – установление ресурсов категории Р3; крупномасштабного – Р2; локального – Р1. Крупномасштабный прогноз
нацелен на выявление перспективных рудных полей. При локальном прогнозе должно выделить перспективные площади
ограниченных размеров и обосновать прогнозные ресурсы категории Р1 для последующего перевода их в запасы категории
С2. Ресурсы категории Р1 соответствуют потенциальным месторождениям либо отдельным рудным телам. Они могут выделяться в контурах ресурсов категории Р2, на обособленных
участках – самостоятельно, за контурами запасов категории Р2
и совместно с запасами этой категории.
175
В систему понятий и факторов прогноза нельзя закладывать показатели, недоступные для опознания (контроля) на
данной стадии геолого-разведочных работ, и признаки избыточно утяжеляющие характеристику объекта. Использование
только формационных показателей позволяет локализовать
прогнозные площади лишь до уровня рудного района. Дальнейшие прогнозно-поисковые работы требуют иных методик
и приёмов крупномасштабного и локального прогноза.
Мы такие работы выполняли в следующем методическом
содержании и очерёдности. Основой для всех последующих
исследований мы приняли структуры физических полей,
управляющих геологическими процессами, в том числе и рудообразованием. Наиболее информативными оказались гравиметрические карты, содержащие признаки разного генетического содержания. Они весьма чувствительны к изменениям
состава и агрегатного состояния пород, сопровождающим рудообразование. В них уверенно распознаются признаки работы и естественных электрических и магнитных полей. Однозначно обнаруживают себя неясности в объяснении тех или
иных особенностей происшедших процессов, продукты которых проявлены в структуре физических полей. Это позволяет
обоснованно привлекать дополнительные меры для решения
обнаруженных задач. После определения базовой кормплексной карты физических полей на неё наносятся данные литологического, петрологического содержания (включая признаки
изменения пород), тектонические структуры несомненные и
предполагаемые, положение известных месторождений и рудопроявлений, геозимические аномалии. При этой работе
причинно, во взаимосвязи с иными данными приходится вносить изменения в контуры аномалий, предполагаемых перспективных участков, в зональность площадей и т.д. Теоретическим фундаментом, на котором идёт сопоставительный анализ разнородных материалов, нами приняты модели процессов, обусловленных естественными электрическими полями
(ЕЭП). События разной природы и интенсивности запечатле176
ны в гравитационном поле, но прочитать их удаётся лишь с
помощью методов и идей, связанных с ЕЭП. На гравитационных картах выявлялись направления тектонического
разуплотнения (пониженных значений силы тяжести), с пересечением их согласовывалось положение центров кольцевых
структур. В последних обособлялись концентрично расположенные кольца повышенной и пониженной силы тяжести.
Участки повышенной силы тяжести в пределах колец с более
высокими плотностями пород, как оказалось, тяготеют к экзоконтактам линейных направлений тектонического разуплотнения. А сами участки высокой плотности соответствуют положению зон оруденения. Кольцевая структура вмещает фации одной формации и соответствует одному рудному узлу.
Представленная картина и последовательность прогнознопоисковых работ позволяла выявлять кольцевые зоны с минерализацией определённого состава, с представителями единой
фации в пределах (в наших исследованиях) единой вулканогенно-осадочной формации колчеданного оруденения.
177
Оглавление
Предисловие………………………………………………стр. 1
Введение. Эволюция металлогенических преставлений ст. 2
Часть 1. Взаимосвязь тектоники, магматизма и рудообразования………………………………………………………стр. 4
Принципы актуализма в МГ………………………… стр. 21
МГ геосинклинально-складчатых и платформенных областей…………………………………………………….. стр. 23
МГ океанов…………………………………………. стр. 25
МГ геосинклинально-складчатых систем………..
стр. 30
Условия образования месторождений в зонах орогенеза…..
…………………………………………………………..тр. 31
Моноциклические и полициклические области орогенеза,
их МГ……………………………………………………… стр. 35
Металлогенические особенности палеозойских и мезозойских складчатых областей………
………………….. стр. 41
Металлогения платформ …… ………………… стр. 43
МГ платформенных зон активизации .………. стр. 47
МГ областей автономной тектоно-магматической активизации ……………….……………………….………… стр. 50
МГ срединных массивов (СрМ)………………
стр. 60
МГ геодинамических моделей Земли………… стр. 62
Часть 2. Прикладные методы металлогении … стр. 83
Общие принципы прогнозно-металлогенического районирования……………………………………………… стр. 83
Принципы и методы крупномасштабного и локального
прогноза…………………………………………………. стр. 88
Литература …………………………………… … стр. 91
178
179