А. Д. Савко, Л. Т. Шевырев
Воронежский государственный университет Поступила вредакцию 1 марта 2010 г.
Аннотация.Если основные месторождения раннегерцинского этапа формировались в обстановкахрастяжения и в связи с мантийными источниками (кимберлиты, аккумуляциимассивных сульфидов), то последующее позднегерцинское рудообразование оставилоскопления рудного вещества, связанного с иными энергетическими обстоятельствами,– позднекаменноугольными–пермскими и более поздними гранитоидами. Пермскиеинтрузии, прорвавшие в складчатых областях ранее накопившиеся толщи, сформировалижильные и контактовые месторождения в Тянь-Шане, Казахстане, на Урале, Чешском,Французском, Армориканском массивах, Лакланском поясе Восточной Австралии.Тогда же возникли золоторудные гиганты Мурунтау в Кызыл-Кумах, Кумтор навостоке зоны сдвига Талас-Фергана, многочисленные редкометалльно-редкоземельныезалежи Восточного Казахстана, Киргизии. Позднегерцинский возраст имеютзолотоносные сульфиды уральских месторождений: Березовского под Екатеринбургом(девонские определения, 380 млн лет), Кочкарского, руды Урала шеелитовые(Гумбейское), вольфрамитовые (Юго-Коневское), тантало-ниобий-флюоритовые, берилл-флюоритовые,пьезокварцевые. Примерно на рубеже перми и триаса (240 млн лет назад) возникмедно-молибденовый гигант Центральной Монголии Эрдэнет. Эндогенныеместорождения, ассоциирующие с обстановками растяжения, формировались вфинальные фазы этапа в немногих районах мира. Однако среди них уникальныйНорильский рудный район в составе Норильского, Тальминского, Южно-Норильского иТалнахского рудных узлов, в котором сосредоточено до трети мировых ресурсов Ni(70 % российских), 90 % запасов платиноидов России. Рудные залежи появились вконце раннего триаса, этапы рудоподготовки прослеживаются с протерозоя.Позднегерцинские экзогенные месторождения представлены грандиозными скоплениямимедистых песчаников и калийных солей Западной и Восточной Европы, Приуралья, Прикаспия.Позднегерцинскими являются уникальные скопления редких металлов якутскогоТомтора, сконцентрированные, прежде всего, в предпермской коре выветривания. Изпрочих экзогенных аккумуляций упомянем небольшие месторождения бокситов Китая, атакже верхнепермские оолито-микрозернистые фосфориты формации Фосфориа (1, 5млрд т Р2О5), выходы которых прослежены через западные штаты США, ЗападнуюКанаду на территорию Аляски.
Впозднем карбоне – перми сформировалось складчатое горное сооружение Урала, возникПредуральский краевой прогиб. В поздней перми герцинский тектогенез спаял вединое целое многие площади Тянь-Шаня, где утвердился тектонический режим, близкийплатформенному, появился пенеплен, существовавший с конца палеозоя, по меньшеймере, до палеогена включительно. Этот этап развития Земли С. В. Тихомиров [1, c.410] называл антраколитовым, по частому присутствию в разрезах черных илитемных известняков и доломитов, углистых или битуминозных (антраколит – черныйорганогенный кальцит или доломит). Описываемый временной интервал оказалсяразличным по продуктивности для разных подвижных суперпоясов.
Наиболеевыраженные и значительные минерагенические события произошли в регионахСредиземноморья, Казахской горной страны, Монгольском и Среднеазиатском поясах,частично – в Юго-Восточной и Восточной Австралии.
Длянашей проблемы особый интерес представляет то, что на платформах впозднегерцинский этап впервые столь ярко проявился трапповый магматизм, масштабыкоторого неизмеримо превзошли все подобное в прошлом, в том числе и враннегерцинское время. Пространственные связи между трапповыми формациями иалмазоносными кимберлитами очевидны, хотя считается, что первые и вторые несвязаны между собой ни генетически, ни даже по возрасту становления. Однаконельзя не признать обоснованными мнения об особой роли трапповых синеклиз, втом числе позднегерцинских, в распределении кимберлитов. Так, по мнению Н. А.Божко, в Восточной Сибири [2] поля алмазоносных магматитов формируют краевыепояса по их периферии. В частях приосевых, максимально прогнутых, над мантийнымивыступами кора слишком утонена и восходящий мощный тепловой поток неспособствует сохранению алмазов. Связи излияний траппов с образованиемотрицательных структур очевидны и в иных регионах.
Первыепроявления щелочных базальтоидов в Котуйской зоне Тунгусской синеклизысостоялись намного раньше основных трапповых излияний триаса, уже в ранней ипоздней перми. На западе синеклизы – Енисейское поднятие (нынешний Енисейскийкряж) – возникли тела киинского щелочно-карбонатитового комплекса с датами 250–270 млн лет, что отвечает второй половине пермского периода. В раннем–среднемтриасе производные толеитовой (частично оливин-базальтовой) магмы, вероятно, мантийногопроисхождения (диабазы, габбро-диабазы, габбро, долериты, базальты) занялиоколо 1, 5 млн км2 (по другим оценкам, 2, 0 и 2, 5 млн км2) нынешней ВосточнойСибири.
ВПредуральском прогибе становление покровов трапповых базальтоидовпредшествовало формированию впадин, выполненных триасовыми отложениями. ВСеверо-Балхашской геосинклинали со среднего карбона по раннюю пермь накопилисьандезито-дацито-липаритовые толщи мощностью до 3–4 км (!) [3]. Пермскиймагматизм затронул Восточную Сибирь (интрузии траппов), Восточную Австралию, южныйи центральный сегменты Западной Европы. Он представлен мощными вулканогеннымиобразованиями в Монголо-Охотском поясе, Южном Казахстане, Киргизии, ЗападномКитае, Южном острове Новой Зеландии. В целом, площади, занятые магматитами, всреднем и позднем палеозое последовательно и плавно наращивались. В этом важноеотличие средне-позднепалеозойского магматизма от раннепалеозойского, развивавшегосяциклично, с максимумом в ордовике. Количественно это выражалось так (в скобкахплощади платформенного магматизма, в млн км2): девон – 1, 3 (0, 1); раннийкарбон – 1, 8 (0); средний–поздний карбон – 2 (0); пермь – 3, 6 (0, 45).
Завершающаяфаза позднегерцинского диастрофизма (ранний–средний триас) характеризоваласьеще большим распространением магматических процессов – на площади 4, 2 млн км2(на платформах – 1, 4 млн км2). Прежде всего, прирост произошел за счетмагматической активизации регионов, где иногда подобной деятельности не былоуже сотни млн лет – Западная Сибирь, Суматра, Калимантан, отдельные районы навостоке США и т. д.
Стользначительная эндогенная активность не могла не сопровождаться формированиеммногочисленных рудных и нерудных аккумуляций. Аридные условия этапа, егогеократический характер способствовали появлению месторождений медистыхпесчаников, металлоносных кор выветривания, калийных солей.
1.Историко-минерагенические провинции (эндогенный рудогенез) Дляпозднегерцинского этапы в пределах континентов Земли выделеныисторико-минерагенические провинции (ИМП, рис. 1): I.Западноевропейская–Североафриканская. II.Уральско-Казахстанско-Среднеазиатская. III. Южносибирская-Центральномонгольская.IV. Восточно-Австралийская. V. Перилаврентийская.
VI.Тарима – Внутренней Монголии. VII. Енисейско-Оленекская. VIII. Северо-ЗападаТихоокеанского кольца. IX. Кордильер.
I.Западноевропейская–Североафриканская ИМП. Площадь провинции одна из наиболеенасыщенных эндогенными месторождениями, сформировавшимися в позднегерцинскийэтап. На формирование гипогенных рудных месторождений в Западной Европе особоевлияние оказали крупные срединные массивы: Иберийской Месеты (западней Мадрида),Армориканский (полуострова Котантен и Бретать во Франции), Центрально-Французский,Верхнерейнский, Чешский. Подобные формы совместно образовали Саксоно-Тюрингскуюзону с широким развитием основного магматизма. Кислый магматизм доминировал впределах Молданубской глыбы, объединенных Центрально-Французском, Верхнерейнском,Чешском массивах. На Большом Кавказе в позднегерцинский этап сформировалосьмножество небольших месторождений, связанных с крупными интрузиямисредне-верхнекаменноугольных гранитоидов: редкометалльные пегматиты (W, Mo, Bi,Sn, As минерализация). В позднем карбоне и перми становление малых интрузийгранодиоритов, гранит-порфиров, сиенитпорфиров сопровождалось появлениемсвинцовоцинковых залежей.
ОбликИМП определяют крупнейшие олововольфрамовые ресурсы Корнуолла, Иберийскогополуострова, комплексные золотоносные, полиметаллические, редкометалльные, урановыеаккумуляции Центрально-Французского и Богемского массивов. Перечислим основныетипы возникших в описываемое время месторождений полезных ископаемых, средикоторых: 1 – высокотемпературные гидротермальные жилы, штокверки и грейзены скасситеритом и вольфрамитом рудных полей Эшасьер и Монтебра, связанные сдвуслюдяными гранит-порфирами («гранулиты») и альбититами ЦентральногоФранцузского массива (305–293 млн лет); 2 – низкотемпературные жилы и штокверкикрасноватого кварца, брекчии с урановой смолкой и флюоритом (Буа Нуар, 260 млнлет), брекчии которого, локализованные среди позднегерцинских гранитов, содержатдо 6 % урана; 3 – золотоносные кварцевые жилы, скарны и метасоматиты (Салсинь, Шатле,Шени, Кро-Галле); 4 – скопления руд пятиэлементной формации в дотриасовыхпородах с датами по ураниниту 235 ± 6 млн лет (Виттихен, германскийШварцвальд); 5 – средневарисские (310–280 млн лет) Чешского массива, скарновыес Fe, W (Меденек); жильные вольфрамовоодовянные (Пехтельсхгрюн, Овизна, Лота);гидротермальные с золотом (Роудни); 6 – юные варисские (270–250 млн лет)Чешского массива: Li-содержащие жильные с Sn, W (Циновец-Циннвальд, Альтенберг);жильные полиметаллические (Кутна Гора, Стара Возница); жильные антимонитовые(Богутин); жильные с киноварью (Дедова Гора); мезотермальные уранинитовые(Пшибрам, Яхимов).
II.Уральско-Казахстанско-Среднеазиатская ИМП. На Урале в среднем–позднем карбоне иперми преобладали обстановки сжатия, определившие покровно-надвиговую структуруэтого субмеридионального складчатого сооружения. В восточной зоне Урала тогдаже появились тела гранитоидов, а позднее, в триасе, – линейные меридиональныедепрессии. В Восточно-Уральском синклинории возникли грабены Буланаш-Елкинский,Челябинский, на севере Тагильского – Богословский, Волчанский, в Зауральскомантиклинории – Ирбитский, Анохинский, Кочердыкский, Юламановский, вТюменско-Кустанайском синклинории – Тюменский, в пределах Убоганского поднятияТургайской седловины – Кушмурунский. Самые протяженные из них – Челябинский иУбоганский, прослеженные на 100–200 км при ширине в первые десятки километров.Остальные имеют скромные размеры – в длину десятки километров, в ширину первыекилометры.
Триасовоевыполнение грабенов Урала мощностью 1–3 км (до 4 км) принадлежит двум свитам: тулунской нижнесреднетриасовой вулканогенномолассовой исредневерхнетриасовой челябинской сероцветной. Континентальные отложения тулуначасто подстилаются корой выветривания, в том числе по гранитоидам. На базальныхконгломератах или брекчиях залегают лавы и туфы базальтов. Отмечены вподчиненном количестве лавы и туфы липаритов. В верхах свиты известныпестроцветы с редкими прослоями бурого угля [10, с. 62–66]. V. V. Zaykov et al.[11, с. 322] связали с позднепалеозойскими гидротермальными изменениямиультрамафитов известные уральские месторождения талька. На площади их рудныхполей, помимо собственно тальковых залежей, распространены породыактинолит-тальковые, тальк-тремолитовые, хлорит-тальковые, брейнерит-тальковые.Иногда тальксодержащие образования оказываются перекрытыми продуктамивыветривания. Среди талькмагнезитовых пород наблюдаются блоки серпентинитов, рассеченныемногочисленными дайками диоритов (Шабровское тальк-магнезитовое, Миааскиеталькитовые месторождения). Благородный тальк-стеатит образует залежи мощностью1–2 м на контактах с дайками. Здесь же попадаются и нодулы светло-серогонефрита.
Впозднегерцинский этап на Урале возникло множество интересных в экономическомотношении месторождений, связанных с гранитоидами. К ним относят скоплениязолотоносных сульфидов Березовского (имеются девонские определения, 380 млн лет,но их считают удревлеными), Кочкарского, шеелитовые (Гумбейское), вольфрамитовые(Юго-Коневское), тантало-ниобий-флюоритовые, берилл-флюоритовые, пьезокварцевые.В позднегерцинское время продолжился процесс появления все новых месторождениймедноколчеданных руд, начавшийся в силуре. Если самые древние месторожденияКабанское V, Левиха этого типа датируют 430–410 млн лет, то наиболее позднимиоказываются средне- и даже позднекаменноугольные – 300 млн лет и моложе [12; 13,с. 132, 133]. Частично позднегерцинскими являются по датам (325–285 млн лет) колчеданыместорождений Дегтярского, им. ХIХ Партсъезда, Учалы, финальные стадиирудообразования Блявинского, Сибаевского, Гая.
Крубежу среднего и позднего карбона относят становление известных пегматитовыхместорождений драгоценных камней – изумрудов, аквамаринов, топазов, турмалинов– Мурзинки, описанные в свое время А. Е. Ферсманом. Пегматиты Ильменскогозаповедника Южного Урала с колумбит-танталитовой минерализацией, вероятно, несколькомоложе: они связаны с гранитами, возраст которых 0, 27–0, 21 млрд лет (ранняяпермь – средний триас).
Биотит-карбонатныенефелиновые сиениты– миаскиты Южного Урала датированы 270–260 млн лет (пермь).Их массив в районе станции Миасс, Челябинская область, занимает площадь 30 Ч 5 км.
Миаскитысопровождают жилы нефелиновых пегматитов, иногда с пирохлором. На северемассива имеется Вишневогорское месторождение ниобия (60о 42’ в.д., 56о 56’ с.ш.) – тела альбититов и альбитизированных пегматитов и зоны карбонатизации. Они исодержат промышленные концентрации малотанталового пирохлора. КонцентрацииNb2О5 – 0, 1–0, 2 % [14, с. 50].
Важнымисточником флюоритового сырья для металлургической промышленности [13, с. 134]с предвоенного времени была Амдерма. Ее залежи предположительно триасовоговозраста, обнаруженные на берегу Карского моря в северной части Югорскогополуострова, эксплуатировались с 1930 г., но ныне работы на месторожденииприостановлены [15, с. 417]. Руды Амдермы содержат до 70 % и более флюорита, несколькопроцентов цинка (максимально 16, 7 %), медь и свинец. Открыто в них и золото, первыеграммы на тонну [15, с. 333].
Месторождениенаходится в пределах Пайхойско-Вайгачского антиклинория, для которого характерназональность в размещении скоплений: меди и никеля – среди кембрийскихметаморфитов в ядре структуры, свинцово-цинковых, флюоритполиметаллических, флюоритовых– на крыльях и в периклинальном замыкании. Жильные, пластовые, гнездообразные инеправильной формы залежи с флюоритом открыты в этом районе в наиболеенапряженных тектонических обстановках на сорока площадях среди отложений отрифейских до пермских.
Казахстанскийметаллогенический пояс протяженностью до 6000 км при ширине до 2000 км и имеет сложное мозаичное строение. Во впадинах Баканас, Калиакэмель, Токрау(север Балхаш-Илийского вулканического пояса) верхи нижней – низы верхней пермипредставлены трахибазальт-трахилипаритовой формацией. В поздней перми – раннемтриасе восточней Караганды появились проявления наземного существенно калиевогоконтрастного вулканизма аюлинского комплекса. Его аналог – семейтаусскийкомплекс к западу от Семипалатинска, на западном ограничении Иртыш-Зайсанской складчатойсистемы герцинид Казахстана. Пермские субширотные рифтовые зоны известны и всоседнем Джунгарском массиве на территории Китая [10, с. 51–56, 61]. ПомимоЗайсанской складчатой системы (Горный Алтай + Калбинский хребет, или Калба), К.И. Сатпаевым (1958 г.) для позднегерцинского этапа выделеныструктурно-металлогенические зоны: 1 – Центрально-Казахстанская мозаичногостроения с месторождениями редких металлов (ассоциируют с интрузиямиаляскитовых гранитов); 2 – Тургайская с железорудными скарнамиСоколовско-Сарбайского рудного поля; 3 – Мугоджары, крайний юг Уральского поясас хромитовыми, медноколчеданными рудами и асбестом; 4 – Каратаусская сполиметаллическими, золотоносными и редкометалльными рудами Ачисая и Миргалимсая;5 – Северного Тянь-Шаня с месторождениями полиметаллов, золота, редкихметаллов. Месторождения различных генетических типов, даже близкие по возрасту,не могли не возникать в отличных структурных обстановках.
Некоторыевыводы для позднегерцинского минерагенеза таковы [13, с. 148–154]: 1 –телетермальные стратиформные месторождения медистых песчаников с позднимсвинцовым оруденением Джезказганского типа предположительно связаны сневскрытыми позднегерцинскими гранитоидами;
2– телетермальные свинцово-цинковые залежи типа Ачисай-Миргалимсай в хребтеКаратау, хотя и локализованы среди верхнедевонских–нижнекаменноугольныхотложений, но тоже сопряжены с позднегерцинскими кислыми интрузивами; 3 –скарново-карбонатные руды Аксоран-Акжальского типа локализуются в приконтактныхзонах позднегерцинских (?) гранитоидов; 4 – барит-галенитовые залежи типаКарагайлы-Кайракты, особенно продуктивные в отношении галенита, располагаютсявдоль зон разломов и связаны с позднегерцинскими гранитоидами.
Среднеазиатскийметаллогенический пояс при средней ширине около 400 км протянулся по южной периферии Казахстанского пояса на 2000 км. В начале позднегерцинского этапа здесь внедрялись гипербазиты и габбро, датированные 320– 310 млн лет (верхираннего и начало среднего карбона), возникали небольшие проявления хромита иплатиноидов [13]. Признаками дилатансии, господствовавшими на уровне верхнеймантии, считают проявления лампроитоподобного и щелочно-базальтоидного магматизмаЧаткало-Кураминских гор, Западного Таласа и Каржантау [16, с. 114–160], которыетяготеют к единой глубинной Лашкерек-Пскемской (Дайбабинской) зоне нарушений.Трубчатые тела описаны в юго-западных отрогах Чаткальских гор, гдеЛашкерек-Пскемскую зону рассекают субширотный Кошмансайский и северо-западныйпо простиранию Кенкольский разломы. В зоне влияния последнего имеетсяТереклинский грабен, заполненный вулканитами С2 (минбулакская свита).Описываемые тела тянутся вдоль грабена на северо-запад. Диатрема Кошмансайлокализована в ЮВ борту грабена на контакте известняков С1 и Акбулакскогоинтрузива. Так как диатрема лампроитоподобных пород рассекаетнижнекаменноугольные известняки и в свою очередь рассечена кислыми и основнымидайками С2-3, считают, что верхний предел ее возраста – это верхи среднегокарбона. Интересно, что лампроиты алмазоносны, содержат обломки серыхпрозрачных кристаллов полезного компонента (самый крупный – 0, 8–0, 9 мм). По классификации Ю. Л. Орлова, они принадлежат плоскогранным октаэдрам 1 разновидности, режепсевдоромбододекаэдрам той же разновидности.
Алмазосодержащиечерные брекчии отличаются повышенными концентрациями самородных металлов икарбидов (железисто-кобальтистой меди, кобальта, когенита (Со, Ni)3C, карбида вольфрама) [16, с. 141].
Всередине этапа произошло становление тел гранитоидов (270–260 млн лет, поздняяпермь), с которыми ассоциируют арсенопиритовые скопления, обогащенные Au, Bi, Co.Наиболее продуктивной оказалась поздняя стадия. С ее малыми, тоже пермскими, интрузиямисвязывают месторождения и проявления Pb, Zn, Sn, Mo, Bi, Au. Минерагеническиепроцессы происходили на фоне заметных тектонических преобразований. Пермский ираннетриасовый рифтогенез отмечен в отдельных районах Иртыш-Зайсанской, Джунгаро-Балхашскойобластей и в Тянь-Шане. В Чаткальско-Кураминской зоне Западного Тянь-Шанявозникают грабены и горсты, формируются пояса позднепермских даек субщелочногокислого и основного составов. На востоке Заилийского Алатау, в хребте Кетмень(северо-восток Северного Тянь-Шаня), в субширотном троге появляютсяпозднепермские тела трахибазальтов, оливиновых базальтов [10, с. 51–56, 61].
A. Yakubchuk et al. [17] полагают, что герцинскийТянь-Шаньский ороген формировался в ходе позднепалеозойской коллизииконтинентов Каракум-Таримского и Палео-Казахстанского. Западная часть Тянь-Шаняв Казахстане и Узбекистане образована: 1 – северотянь-шаньской деформированнойокраиной Палео-Казахстанского континента; 2 – среднетянь-шаньскойпозднепалеозойской вулкано-плутонической дугой; 3 – южнотянь-шаньскиминтенсивно деформированным складчатым и надвиговым поясом на местеокончательного закрытия Палео-Туркестанского океана. На рис. 2 пунктирнымилиниями выделен временной интервал становления (в пределах погрешности) двухглавных месторождений золота: Мурунтау Кызылкумского сегмента и Кумтор навостоке зоны сдвига Талас-Фергана.
Дляуточнения времени постколлизионного известково-щелочного, щелочно-известковогогранитоидного магматизма цитируемые авторы отобрали пробы по профилю длинойоколо 2 тыс. км. Профиль прошел через Северный, Средний и Южный Тянь-Шань.Датирование провели по цирконам методом U-Pb (SHRIMP-II) в лаборатории ВСЕГЕИ.Даты для всех постколлизионных интрузивов уложились в узкий интервал 295–280млн лет (поздний карбон – ранняя пермь). Возраст реликтовых цирконов составляет900 – 400 млн лет; среди них нет архейских и палеопротерозойских. Это позволилопредположить, что фундамент Кызылкумов неопротерозойский–нижнепалеозойский, снебольшими отторженцами более древних пород. Еще особенность Кызылкумскогосегмента – присутствие новообразованных триасовых цирконов с возрастом 230–210млн лет (интрузия Темиркобук). Даты для интрузий Кураминской дуги в Узбекистанеуложились в 320–305 млн лет. Эти магматиты вмещают гигантское Cu-Mo-Auместорождение Калмакыр Дальнее (Kalmakyr Dalnee) в Алмалыке и ряд меньшихскоплений Au и Cu. Возраст известковисто-щелочных пород интрузива Улан (Ulan) вВосточном Тянь-Шане тот же – 303 + 3 млн лет. Две стадии золотой минерализациисвязаны с «субдукционными» (порфировые и гидротермальные системы в породахвулканических дуг) и пост-коллизионными (орогенные залежи) гранитоидами. Иинтрузии, и скопления золота связывают с транскоровыми сдвигами, образовавшимисяв результате субширотного направления горизонтальных перемещений в Тянь-Шанепосле коллизии в интервале 295–280 млн лет. По этой причине названныераннепермские линеаменты имеют важное прогнозное значение для золотойминерализации [18].
R.I. Koneev [19] в недавнем обзоре, посвященном золоторудным месторождениямУзбекистана, отметил, что он занимает в Мире восьмое-девятое место по масштабамзолотодобычи. Только Мурунтау дает 80–85 т золота ежегодно, тогда как вовремена СССР – 50 т [15, с. 346]). R. I. Koneev связал возникновение этихкрупнейших аккумуляций золота с развитием вулкано-плутонического поясаБелтау-Курама, отметив, что все основные скопления металла – Мурунтау, Кочбулак,Чармитан – находятся в пределах узлов пересечений пояса меридиональнымиразломами. Месторождения золота в Узбекистане объединяются в три группы:Кызылкум (Мурунтау, Даугыз, Амантайтау, Окьетпес, Космоначи, Мыутенбай, Высоковальтное,Бальпантау), Нурота (Чармитан, Гуюмсай, Мардянбулак, Джизак, Сармич, Бирон, Зармитан),Курама (Кочбулак, Кызылалмасай, Кайрагач, Юг-1). По мнению цитируемого автора, всеони позднекаменноугольные–раннепермские.
Натерритории Киргизии обнаружено более ста промышленных золоторудных объектов.Все они позднегерцинские, принадлежат разным генетическим и минеральным типам, характеризуютсяразличными масштабами. По данным N. Pak [18], только в золотосульфидном гигантеКумтор, залежи которого локализованы в «черных сланцах», сконцентрировано около1000 т Au, в скарнах Макмаль (Makmal) – 60 т, золотокварцевых жилах Джерой(Jerooy) – 80 т, золотопорфировом Талдыбулак Левобережный (TaldybulakLevoberezhny) – 80 т.
Вгерцинскую тектоно-магматическую активизацию в пределахАк-Тюз-Муюнкумо-Наратского блока (Киргизия), сложенного породами архея инижнего протерозоя, возникли крупные месторождения руд бериллия, тория, свинцаи редких металлов рудного поля Ак-Тюз. Здесь внедрились сначала габбро-диоритыи монцониты первой фазы, затем сиенито-диориты (фаза 2), субщелочныелейкократовые граниты (фаза 3), гранофиры, аплитовидные граниты игранит-порфиры (фаза 4). Наиболее важны с минерагенической точки зрениялейкограниты (датированы 260 млн лет, пермь) и слепые штоки гранофиров (225–215млн лет, средний триас). Тела гранитов имеют клиновидную форму, с сужением на северо-восток.Все рудные залежи поля Ак-Тюз пространственно связаны с
/> Рис. 2. Эволюциягерцинского магматизма на Тянь-Шане. По D. Konopelko, из работы [17, рис. 3]. Пунктирнымилиниями выделен временной интервал становления (в пределах погрешности) двухглавных месторождений золота: Мурунтау Кызылкумского сегмента и Кумтор навостоке зоны сдвига Талас-Фергана лейкократовыми гранитами и гранофирами, агенетически – с их постмагматической активностью.
Богатыеруды с содержанием свинца около 17 % ассоциируют с зонойкварц-хлорит-биотитовых и кварц-хлоритовых метасоматитов мощностью 3–5 м, расположеннойна контакте гранофиров и брекчированных зеленых амфиболитовых сланцев.
Рудыхарактеризуются промышленными содержаниями редких земель и молибденита [20].
III.Южносибирская–Центральномонгольская ИМП. Селенгино-Яблоновая(Западно-Забайкальская, Селенгино-Верхневитимо-Ингодинская) зона салаиридпродолжает к востоку зону Северо-Монгольскую. Магматическая активизация здесьпродолжалась почти весь мезозой, более 150 млн лет. Ранняя фаза этого процессаотнесена к перми–триасу, средняя – ранне-среднеюрская, поздняя – мальм-ранниймел. В поясе протяженностью 1, 5 тыс. км и шириной 200–300 км известны более 350интрузивных массивов, не считая даек, субщелочных и щелочных гранитов исиенитов, датированных 265–230 млн лет. С интрузиями ассоциируютверхнепермские–нижнетриасовые вулканиты: щелочные базальты, трахиты, трахилипариты,трахиандезиты. На юго-востоке зоны встречены и нормальные известково-щелочныекислые и средние эффузивы. Мощность вулканитов местами оценивается в 2–3 км.Полагают, что это образования внутриконтинентального рифта, протянувшегося отСтановика до Монгольского Алтая, с центральной частью в Орхон-Селенгинскойдепрессии с мощными толщами базальтоидов [10, с. 85, 86].
Позднегерцинскимиявляются крупные скопления железных руд, полиметаллические, золоторудныезалежи. Известно, что очень крупное (запасы 1450 т) месторождение Сухой Лог вцентральной части Бодайбинского золоторудного района Ленской золотоноснойсубпровинции формировалось с рифея до среднего–позднего палеозоя (главный этап),но основным возрастом оруденения F. V. Larin, D. V. Rundkvist, E. Yu. Rytsk[21] считают интервал 350–290 млн лет (большая часть карбона, в том численачало позднекаменноугольной эпохи).
ВГорном Алтае распространены месторождения молибден-редкометалльно-вольфрамовойрудной формации, наиболее ярким представителем которых является Калгутинское.По данным А. А. Поцелуева, Д. И. Бабкина, В. И. Котегова (2006 г.), оно образовано серией крутопадающих вольфрамит-молибденит-кварцевых жил с халькопиритом, висмутином,бериллом. Становление тел происходило, как показали материалы И. Ю. Анникова, А.Г. Владимирова, С. А. Выставного, А. В. Титова, в триасе, в интервале 202–213млн лет. Руды связаны с одноименным массивом лейкогранитов.
Свосточно-сибирскими траппами, имеющими преимущественно раннетриасовый возраст, связаныместорождения активизированных восточной и юго-восточной окраин Сибирскойплатформы, частично заходящие и в ее пределы. Они относятся к крупнымНижне-Тунгусскому и Ангаро-Илимскому железорудным бассейнам.
Nb-Zr-REE-минерализацияв Центральной Монголии ассоциирует с высокощелочными гранитами. Ее проявлениясреди верхнепалеозойских вулканогенных (базальты, андезиты, риолиты) иосадочных толщ, исследованы во впадине Ханбогд (Khanbogd), где связаны содноименным плутоном, перекрытым меловыми красноцветами. По данным Н. В.Владыкина с соавторами (1981 г.), возраст местных толщ укладывается в интервал362– 245 млн лет (K-Ar), т. е. варьирует от позднего девона до перми. Rb-Srизохронный возраст плутона Ханбогд (Khanbogd) – 282 ± 21 млн лет (ранняяпермь). Для главной фазы магматизма получена и еще одна Rb-Sr дата: 295 ± 5, 3млн лет, поздний карбон. Полагают, в первую фазу внедрялись щелочные граниты, вовторую – их тонкозернистые разности и различные дайки. Редкометалльнаяминерализация встречена в пегматитах.
Вконце перми (244, 9 ± 22, 4 млн лет назад) на юге Монголии возник массивнефелиновых сиенитов с карбонатитами Лугиингол (Lugiingol), наиболее изученныйиз нескольких подобных тел, образующих щелочной интрузивный комплекс ЮжнойГоби. На площади плутона обнаружены, помимо нефелиновых сиенитов, представляющихглавную фазу, щелочные габбро (ийолиты) и поздние дайки. Подсчитанные запасыполезных компонентов карбонатитов составляют 14 тыс. т [22].
ОсновноеCu-Mo порфировое месторождение Монголии – Эрдэнет (Erdenetiin Ovoo, илиErdenet). Оно находится в троге Orkhon-Selenge, выполненномвулканогенно-осадочными толщами. На рудном поле Эрдэнет подсчитаны запасы руды1, 78 млн т с содержаниями 0, 62 % Cu, 0, 025 % Mo. Цитируемые авторы полагают,что трог возник в пределах активной континентальной окраины и прошел несколькостадий геодинамической эволюции, от ранней внутриконтинентальной (рифтогенез впределах области мелкого континентального шельфа) до внедрения пермскихсубаэральных мафитов, щелочных вулканитов и еще более поздних триасовыхосновных вулканитов. Состав плутонов, интрудированных во все перечисленныеобразования, варьирует от диоритов до гранодиоритов, кварцевых сиенитов, лейкогранитов,т. е. тот же, что и вмещающих пород. Рудоносная система Эрдэнет формироваласьпод мощным влиянием интрузивного процесса – становления тел порфиритов, которыецитируемые авторы назвали «раннемезозойскими». Различают три фазы наложенныхизменений: кварц-серицитовую с аргиллитизацией средней степени по периферии;кремнеземистую; пропилитовую. Зональность проявляется при переходе от глубинныхи центральных частей порфиритового массива к менее глубинным и внешним.
Ранниебиотит, калишпат и халькопирит характерны для более глубоких горизонтовместорождения, пропилитизация же удалена от кварц-серицитовой зоны инаблюдается за пределами добыточного карьера. По данным Y. Watanabe et H. Stein[23], вoзраст руд Эрдэнета составляет 240 млн лет, т. е. отвечает началу триаса[24].
IV.Восточно-Австралийская ИМП имеет выраженную золоторудную специализацию. В штатеКвинсленд известно крупное золоторудное месторождение Гимпи, которое считаетсяраннетриасовым (235, 220 млн лет). В этом же штате эксплуатировалираннетриасовые золоторудные залежи в трубке взрыва среди девонских пород на площадиМаунт Морган. Очень интересно героцинское платинометалльное месторождениеФайфилд (Fiёеld), Новый Южный Уэльс. Шлиры платины и палладия здесь встречены впоздних пироксенитовых линзах и жилах. Платиноиды в значительном количественаблюдались в клинопироксенитах, обогащенных биотитом [25].
V.Перилаврентийская ИМП. В пределах складчатого обрамления Лаврентийского щитаизвестны некоторые важные рудные аккумуляции позднегерцинского этапа. В рудномрайоне Искут (Iskut), Золотой Треугольник с Долиной Десяти Тысяч Дымов, пров.Британская Колумбия, Канада, Au, Ag, Cu оруденение формируется непрерывно спалеозоя до наших дней, благодаря постоянному поступлению летучих (Hg, As, Sb).Там же в пределах рудного поля Брелорн Пайонир золотокварцевые жилы ассоциируютсо штоками диоритоидов перми и триаса. На севере Аппалачского пояса в Канадеизвестно герцинское полифазное олово-вольфрам-висмутовое порфировоеместорождение Маунт Плезант (Mount Pleasant). Его залежи локализованы средигрейзенизированных надинтрузивных брекчий [6, с. 120]. Для Северной зоныместорождения подсчитаны запасы руды 7, 1 млн т, содержащей 0, 62 % Sn, 0, 65 %Zn, 0, 05 % Bi, 90 г/т In, 0, 12 % Сu, 0, 08 % WO3, 0, 04 % молибденита. В зонеFire Tower запасы составляют 9 млн т руды (0, 03 % Sn, 0, 08 % Zn, 0, 1 % Bi, 0,05 % Cu, 0, 2 % Mo, 0, 4 % WO3, 30 г/т In) [8, с. 186].
Втриасе появились крупные эпитермальные скопления серебра Гринс Крик (GreensCreek) на Аляске, с содержаниями серебра 665 г/т [6, c. 123].
VI.ИМП Тарима – Внутренней Монголии. В Южной Гоби в середине перми (244, 9 ± 22, 4млн лет) сформировался массив нефелиновых сиенитов с карбонатитами Лугиингол(Lugiingol). Он содержит редкоземельную минерализацию (ресурсы 14 тыс. т).
J.W. Mao et al. [26] сообщили о новых открытиях медно-никелевых месторождений вкитайских Тянь-Шане и Алтае, относящихся к Синцзян-Уйгурскому национальномурайону. С 1980-х гг. здесь обнаружено более 20 небольших и средних по запасамскоплений подобных руд, часть из которых разрабатывается. Они связаны с теламибазитовультрабазитов и крупными региональными разломами. По данным Re-Osдатирования, все месторождения оказались сформировавшимися в узкий временнойинтервал пермского периода между 285 и 275 млн лет назад. Близкие даты полученыи SHRIMP разновидностью U-Pb метода для цирконов вмещающих магматитов.
МесторожденияКиньэрблар (Qing’erblar), Хоньлинь (Hongling), Калатоньке (Kalatongke), Тулаэрген(Tula’ergen), площадей Бакишикуан (Baquishiquan), Люобей (Luobei), Хуаньшань-Ень’эркуан(Huangshan-Jong’erquan) принадлежат двум генетическим типам, собственноплутоническому, связанному с выбросом вещества из глубин по подводящим каналам,и типу магматических дифференциатов, связанному с силлами. Цитируемые авторы«ортомагматические» медно-никелевые месторождения Северного Синцзяна отнесли кэтапу постколлизионного растяжения, связав их с гипотетическимпозднекаменноугольным–раннепермским мантийным плюмом. С базит-ультрабазитовымимагматическими системами и сопровождающими их месторождениями меди и никеляассоциируют рои даек, возникшие вдоль параллельных региональных разломов.Породы магматических систем и даек фракционированы, что позволяет их считатьподводными каналами-фидерами для ныне эродированных покровов базальтов [26].
VII.Енисейско-Оленекская ИМП. В раннем– среднем триасе достиг апогея и завершилсяпроцесс становления траппов Восточно-Сибирского плоскогорья, начало которогонекоторые исследователи относят к перми, другие – к позднему карбону [27, с.89]. С ними и связывают большинство полезных ископаемых ИМП – колоссальныеаккумуляции платинометалльных медно-никелевых руд Норильска (до трети мировыхресурсов никеля), скопления исландского шпата Нижне-Тунгусского (Путоранского)и Ангаро-Вилюйского (Катангского) кальцитоносных районов, скарновые железныеруды Нижне-Тунгусского и Ангаро-Илимского бассейнов. В описываемом регионепроизводные толеитовой (частично оливин-базальтовой) магмы, вероятно, мантийногопроисхождения (диабазы, габбро-диабазы, габбро, долериты, базальты) занялиоколо 1, 5 млн км2 (по другим оценкам, 2, 0 и 2, 5 млн км2). В. С. Соболев [27],со ссылкой на работы М. Л. Лурье и В. Л. Масайтиса, различал в историивулканизма региона 5 фаз, сформировавших 13 интрузивных комплексов. Всепоследние, несмотря на определенные отличия, объединяют повышенная железистостьи особенно – быстрое нарастание такой железистости в процессекристаллизационной дифференциации. Так, если в обычном трапповом оливинефаялитового компонента Fe2[SiO4] около 40 %, то в пегматитоподобных жилах егоуже до 80 %.
Трапповыйвулканизм, как пространственно, так и одновременностью возникновения, совпал сультраосновным и щелочным магматизмом, но не обнаружил с ним очевидныхгенетических связей. В. С. Соболев [27, с. 91] считал, что попытки связатьтраппы, с одной стороны, и кимберлиты и прочие ультрабазиты – с другой, петрографическинекорректны. В самом деле, в кимберлитовых оливинах только 10 % фаялитовогокомпонента и уже поэтому содержащие его породы не могут оказатьсядифференциатом трапповой магмы. Колоссальные объемы траппового магматизмаВосточной Сибири свидетельствуют о региональном плавлении верхней частибазальтового слоя, не затронувшем более глубокие горизонты.
Омасштабах и развитии траппового и сопутствующего магматизма говорит примерМеймеча-Котуйского района, расположенного на периферии Тунгусской синеклизы [28,с. 88]. Над погребенным Котуйским авлакогеном перед толеит-базальтовымиэффузиями сначала накопились толщи мощностью 250–300 м нефелиновых базальтов, авгититов,нефелинитов и прочих щелочных базальтоидов, позднее – еще около 1500 м щелочных базальтоидов, но в чередовании с трахибазальтами, еще позднее – до 1000 м пикритовых лав-меймечитов. Таким образом, в Меймеча-Котуйском районе вулканитов накопилось 2, 5–3, 0 км вместо обычных для этой части Средне-Сибирского плоскогорья 0, 5–1, 5 км.
Впозднегерцинский этап в ИМП появились массивы щелочных и ультраосновных пород скарбонатитами, в том числе Гулинской группы Маймеча-Катуйской субпровинции спемскими– триасовыми датами (Гули, Одихинча, Бор-Урях,
Кугда,Маган, Ессей, Чангит, Романиха, Немакит, Сонна и др.). Они содержат ТR, Ta, Nbи т. д. Например, породы массива Маган (250 млн лет, площадь около 42 км2)обогащены апатитом, минералами железа, титана. С ними связаны аккумуляциифлогопита. Из двенадцати открытых магнетитовых тел наиболее крупные имеютмощность 41 и 124 м, содержания железа 32, 25 и 41, 26 % (33, 17 % железа всреднем по скважине 88). В 2, 2 км южнее оконтурены еще 10 магнетитовых телобщей мощностью 8–10 м (средние содержания 32, 6–44, 19 % железа, 1, 2–4, 7 %титана). Суммарные прогнозные ресурсы железа только этого массива оценены в 1, 5млрд т [8, с. 87]. В Енисейской субпровинции сформировался Кийский массивультращелочных пород с карбонатитами, датированными 250 млн лет. В его пределахособую ценность представляет бастнезит-рабдофлоритовая залежь с ксенотимом вферригаллуазит-лимонитовых породах коры выветривания [8].
Дляцелого ряда тел кимберлитов Анабарской субпровинции (поля Молодинское, Куойкское,Куранахское, Лучаканское (присутствуют нижнетриасовые пластовые кимберлиты), Ары-Мастахское,Старореченское) получены позднегерцинские (310–200 млн лет) радиологическиеданные. Трапповый магматизм активно воздействовал на ранее сформировавшиесятела верхнедевонских кимберлитов [29]. На контакте с интрузиямидифференцированных траппов пикроильменит замещался анатазом, пироп хлоритизировалсяс образованием на поверхности пирамидально-черепитчатого рельефа, а выделенияхромшпинелидов покрывала сеть микротрещин. Предполагается даже полноеуничтожение пиропа и пикроильменита в верхнепалеозойских терригенных отложениях,если они интрудированы подобными дифференцированными телами. Во всяком случае, количествоиндикаторных минералов уменьшается, а их соотношение меняется. Примеромявляется трубка Краснопресненская Алакит-Мархинского кимберлитового поля, интрудированнаяполого залегающим трапповым силлом мощностью 90 м. В подобных условиях неустойчив и алмаз, который подвергается католическому окислению.
Междутем недифференцированные «сухие» траппы либо никак не воздействуют на минералыкимберлитов, либо их влияние весьма невелико.
Вконце раннего триаса, хотя ранние этапы рудоподготовки прослеживаются спротерозоя, появились рудные аккумуляции Норильского рудного района на севереКрасноярского края (Норильский, Тальминский, Южно-Норильский и Талнахскийрудные узлы). В них содержится до трети мировых ресурсов Ni, 90 % запасовплатиноидов России, более 70 % ее никеля [15].
VIII.ИМП Северо-Запада Тихоокеанского кольца занята преимущественно кайнозойскимигорными сооружениями. Большее значение имеют сохранившиеся здесь древние(позднегерцинские) минерагенические объекты, позволяющие судить опалеоэнергетических обстановках в недрах региона. Таков в Ватыно-Вывенкскомсегменте Олюторской тектонической зоны Корякии Сейнав-Гальмоэнан, гипербазитовыймассив с платинометалльным-хромитовым оруденением. Последнее датировано 350–250млн лет (Re-Os), при том что сам массив предположительно ларамийский (70– 65млн лет) [5, с. 373, 374]. На о. Сикоку, Южная Япония, позднепалеозойскимсчитается типоморфное медноколчеданное Бесси (Besshi). Его рудная залежь (пирит,халькопирит, сфалерит) протяженностью до 1, 6 км локализована среди метабазитов средней части формации Минава группы Йосиногава [7, с. 54–57].
Наконтиненте в пределах ИМП известны платиноносные базиты-ультрабазитыпозднепермского возраста Пограничного золотоносного пояса (бассейн р.Фадеевка). Последний входит в более крупный Ляонин-Гроденковский складчатыйпояс, пересекающий российско-китайскую границу в районе озера Ханка.Никеленосные интрузивы габбро-кортландитового комплекса распространены впограничной с Россией провинции Гирин, Китай. Там они датированы среднимтриасом (220–216 млн лет, Ar-Ar и U-Pb) [30].
Насамом юге ИМП, Восточно-Малайский блок, наиболее древним (позднепермским) считаетсяоловорудное Сунгай Лембинг (Sungai Lembing).
Впределах этого блока известны также его триасовые аналоги на островах Белитунг(Belitung, там же), Бангка (Bangka), Индонезия [6, c. 123].
IХ.ИМП Кордильер. В североболивийских Андах распространены вольфрамо-висмутовыеместорождения пермо-триасового возраста (основное оловянное оруденениекайнозойское). Небольшие позднегерцинские жильные Sn-W-Bi, Pb-Zn, Au-Ag, Cu-проявленияизвестны в Передовой Кордильере, Аргентина [31].
2.Историко-минерагенические провинции
(экзогенныйрудогенез)
Дляконтинентов Земли выделены пять историко-минерагенических провинций (экзогенныйрудогенез), в том числе: I. Европейская–Южнокаспийская. II. Восточнокитайско-Японская.
III.Перилаврентийская. IV. Казахстанская.
V.Восточно-Сибирская (рис. 3).
I.Европейская–Южнокаспийская ИМП. Для этой провинции характерны очень крупныеаккумуляции медистых песчаников и сланцев, калийных солей. Обширные площади вГермании и Польши заняли медистые песчаники верхней перми – цехштейна, или тюрингия.Именно они обеспечили основную часть производства цветных металлов в этихстранах. Рудный горизонт повсеместно оказывается в основании разреза, которыйкверху продолжают известняки и доломиты с морской фауной, типичной дляпозднепермского Арктического бассейна. Карбонатные породы перекрытысоленосными. Не только медь (до 6 %) содержат первично-осадочные породы. Наотдельных площадях они подверглись заметным эпигенетическим преобразованиям, связаннымс магматической и флюидной активностью, проявлениями разрывной тектоники.Крупнейшим месторождением в горах Гарца (северо-западней Чешского массива)является Мансфельд, ФРГ. Его рудное поле бизонально: в центре концентрируютсямеденосные залежи, по периферии – полиметаллические. Мергелистые битуминозныесланцы основания разреза цехштейна (нижняя часть верхней перми), помимоназванных элементов, содержат повышенные концентрации Ag, Ni, Co, Mo, V, атакже платиноиды. Многочисленные трещины выполнены молибденитом, арсенидаминикеля, кобальта, самородным висмутом. И. Г. Магакьян считал, чтосингенетическое происхождение оруденения Мансфельда несомненно [13, c. 168, 169].Проявления медистых песчаников перми обнаружены в Белоруссии и Прибалтике, значительныони в украинской части Донбасса, особенно в Бахмутской котловине (Донецкаяобласть).
Основнымимагний-калиевыми бассейнами, сформировавшимися в позднегерцинский этап нетолько ИМП, но и всей Евразии, являются Верхнекамский, Северо-Германский, Прикаспийский.
ВСеверо-Артемовской группе месторождений каменных солей Донбасса тоже известныдовольно мощные пласты карналлита и сильвина.
ВВерхнекамском бассейне соленосны отложения кунгурского яруса нижней перми, подстилаемыеизвестняками, доломитами и аргиллитами артинского яруса P1. С верхнепермскойкрасноцветной формацией Верхнекамского осадочного бассейна связывают небольшиеместорождения урана [32, с. 5–16]. Залежи встречены на несколькихстратиграфических уровнях, но наиболее значительные в сероцветных отложенияхречных долин нижнетатарского подъяруса, его подсвит максимовской P2t1nu1нижнеустьинской свиты и нижнесухонской P2t1sh1 сухонской свиты. Ураноносныеречные долины образуют сложную погребенную сеть; глубина залегания ураноносныхзалежей варьирует в интервале 0–450 м. Первый тип оруденения, связанного с синдиагенетическимии эпигенетическими инфильтрационными процессами, с убогим содержанием урана (неболее 0, 01 %) характерен практически для всех сероцветов. Второй тип –оруденение в сероцветах на границе с окисленными зеленовато-желтыми (табачными)и желтыми породами, седиментационном восстановительном геохимическом барьере.На представляющем второй тип Черепановском месторождении пластообразные залежитянутся вдоль бортов палеодолин иногда на первые километры. Их ширина – допервых сотен метров, мощность – до 3 м. Содержания урана в них 0, 1–1 %.Главный минерал – коффинит, но иногда встречаются и оксиды урана. Коффинитсовместно с пиритом образует псевдоморфозы и микроконкреции по органическомувеществу. Обнаружен ураноносный кальцит. В бассейне на учет поставленыЧерепановское и Виноградовское месторождения, целый ряд рудопроявлений.
Продуктивныйслой только на территории мульды Магдебург-Гильберштадт Северо-Германскогобассейна занимает площадь 10 тыс. км2. Он позднепермский. Прослои калиевых икалийно-магниевых солей достигают мощности 30 м.
Мощностьперекрывающих отложений доходит до 4 км. В периферических частях мульды развитыпроявления соляной тектоники, много соляных куполов.
Прикаспийскийбассейн калийно-магниевых солей раннепермский. К настоящему времени здесьоткрыты месторождения Индерское, Сатимолинское, Челкарское, Эльтонское и многиедругие. Калийные соли Индерского соляного купола известны на всех участках, нонаиболее крупные залежи находятся на его юго-востоке. Там на одном лишь измногих месторождений № 99 промышленно калиеносны два горизонта шушактаусскойпачки кургантаусской свиты кунгурского яруса нижней
/>
Рис.3. Экзогенные месторождения, сформировавшиеся в позднегерцинский этап(башкирский век среднего карбона – средний триас, 310–205 млн лет) наконтинентах Земли (краткую характеристику месторождений см. в подписях к рис.1): 1–2 – экзогенные месторождения, в том числе: 1 – железные, марганцевые руды,медистые песчаники, каолины, титан-циркониевые россыпи, 2 – бокситы ивысокоглиноземистые породы. Остальные условные обозначения см. рис. 1.Историко-минерагенические провинции, в том числе: I –Европейская–Южнокаспийская, II – Восточнокитайско-Японская, III –Перилаврентийская, IV – Казахстанская, V – Восточно-Сибирская
перми.Протяженность нижнего карналлит-кизеритового горизонта 1, 65 км при мощности 3 м, верхнего сильвинитового, сильвин-галитового и полигалит-галитового – 2, 0 км. Отмечено, что на других месторождениях мощности калиеносных горизонтов могут быть и большими, 7–57м, протяженность тел – 300–3900 м, ширина от 20 до 100–150 м. Содержания К2О врудах колеблется между 7, 7– 26, 45 %. Прогнозные запасы К2О по комплексуместорождений Индерского купола определены в 141 495 тыс. т. Доказанакалиеносность и других куполов, среди которых: Круглый (площадь 20 Ч 10 км), Лебяжинский (175 км2), Кыз (15 км2, семь калиеносных пластов, мощность самого верхнего – 130 м), Шугуль (60 км2, прогнозные запасы 10 649, 1 тыс. т К2О, среднее содержание 14, 88 % К2О), Матенкожа(25–28 Ч 5–8 км), Сатимола (37 Ч 5–6 км) и др. [33].
II.Восточнокитайско-Японская ИМП. На Японских островах большинство марганцевыхместорождений связано с палеозойскими (С-Р) формациями бассейна Татибу (севервозвышенности Китаками, возвышенности Асио и нагорья Тамба). В районевозвышенности Асио, о. Хонсю, пластовые залежи марганца распространены средикаменноугольных–пермских кремнистых пород, аспидных сланцев и туфов основногосостава. Они встречены, как минимум, на четырех стратиграфических уровнях.Марганцеворудные залежи ассоциируют с глубоководными кремнистыми толщами, содержащимиконкреции марганца. Основные рудные минералы – родохрозит, гаусманит Mn4+Mn22+O4 и марганцевый силикат «бементит». Подобные месторождения распространены врайоне Нода-Тамагава, о. Кюсю, где помимо родохрозит-гаусманитовых залежейприсутствуют и так называемые шоколадные руды, т. е. собственно гаусманитовые.
Рудыиногда испытали различное по значению воздействие позднемеловых гранитныхинтрузий. Очень слабо метаморфизованные залежи Охаки и Манако обычно сложенытолько агрегатами розовато-коричневого родохрозита. Умеренно метаморфизованныезалежи рудника Касо содержат более 40 минералов, представляющих несколькостадий пирометасоматоза (силикаты марганца: родонит, тефроит, иногда джимбоитMn3[BO3]2, гюбнерит (марганцовистый вольфрамит). Здесь проявилсякордиерит-биотитовый метасоматоз вмещающих пород. Рудное тело Хигаси-Конакарудника Рито сложено родохрозитом, алабандином алабандин MnS, якобситом, галакситомMnAl2O4, сонолитом 4Mn2SiO4Mn(OH, F)2, баритом. Присутствуют пиросмалит (Mn, Fe)8[(OH,Cl)10Si6O15] и манганопиросмалит. Наконец, наиболее метаморфизованные рудыместорождений Каноири и Йоконеяма, находящиеся близ гранитных массивов, представляютсобой крупнозернистый агрегат, образованный тефроитом, родонитом, бустамитом(Mn, Ca)3[Si3O9], с примесью спессартина и марганцовистого пироксена.Месторождение Йоконеяма у гранитного массива Кобухагара характеризуетсяродонит-спессартиновыми рудами в биотит-кордиеритовых роговиках с ромбическимпироксеном. В рассекающих рудное поле аплитовых дайках присутствуюткрупнозернистые пирофанит MnTiO3 и спессартин [7].
Впределах континентальной части провинции (Китайский сектор) широкораспространены проявления медистых песчаников, известны бокситы, марганцевыеруды. Бокситы карбона известны в северных, южных и центральных провинцияхКитая. Основные местонахождения: 1 – района Бэньси, пров. Ляонин – семьбокситоносных пластов среднего–верхнего карбона; 2 – Цзыбо, пров. Шаньдун, бемит-диаспоровыесреднего карбона; 3 – Гуньсянь, пров. Хэнань, похоже на Цзыбо. Серыеогнеупорные глины и бокситы в кровле закарстованных известняков ордовика; 4 –Сювень, центральная часть пров. Гуйчжоу, диаспор-каолинитовые; 5 – Куньмин, пров.Юньнань, – каолинитдиаспоровые, с бемитом и каолинитом (Цаопу – ранний карбон, Сюцфэнь– средний карбон, Мяогаосы – поздний карбон) [34]. Осадочные руды марганцараспространены в породах нижнего–среднего карбона Гуанси-Чжуанского автономногорайона. Среди пермских пород они установлены в следующих местах: 1 – СевернаяГуйчжоу (г. Цзуньи); 2 – Северо-Восточная Гуанси; 3 – Южная Хунань; 4 –Центральная Хунань; 5 – Центральная Цзянси; 6 – на рубеже Гуанси-Чжуанскогоавтономного района и пров. Фуцзянь; 7 – на рубеже провинций Хунань и Цзянси;
8– в провинции Аньхой среди нижнепермских пород толщи Гуфэн; 9 – на поднятииЦентрального Гуанси – в базальном горизонте верхнепермской свиты Хэшань. Вотложениях перми и триаса подобные первично осадочные аккумуляции меди обнаруженыв рудных районах: Вэйнин, пров.
Гуйчжоу(месторождения Дэчжо, Сяньшань, Лаошань); Миличан, юго-западный Китай; Тунгчан(антеклиза Юньнань – Гуйчжоу), где меденосные залежи тяготеют к контактаминтрузий габбродиоритов, внедрившихся в середине перми [34, с. 210–213].
III.Перилаврентийская ИМП характеризуется, прежде всего, огромными концентрациямиверхнепермских фосфатов (1, 5 млрд тонн Р2О5 [35, с. 54]). Фосфатоносныебассейн и формация Фосфориа известны оолито-микрозернистыми рудами.
Возрастныерудоносные аналоги формации прослежены через Канаду на территорию Аляски.
Р.П. Шелдон [36] показал, что в разрезах формации Фосфориа чередуются ледниковыеи межледниковые горизонты, при этом фосфориты приурочены почти только кледниковым толщам. Первой ледниковой эпохе отвечает нижний продуктивныйгоризонт и нижний горизонт «горючих фосфоритов» (богатых органическим веществом,прослои которого тонко чередуются с собственно природными фосфатами), разделенныеслоем известняков. Ширина фосфатоносной шельфовой фации около 150 миль. Оба они содержат значительную часть запасов фосфора бассейна. Первый межледниковый горизонтобразован сланцами с большим количеством органического вещества и такими жепрослоями доломитов и известняков. Отложения второй ледниковой эпохи содержатмало фосфоритов, чем резко отличаются от третьей. Пеллетовые и оолитовыефосфориты последней на западе бассейна представляют большой экономическийинтерес, но восточней и южней, в штатах Вайоминг и Юта, их пласты становятсятоньше. Четвертая ледниковая эпоха оставила фосфориты на большей частиСеверо-Американского кратона. В штате Монтана они коммерчески значимы, в Айдахо,Вайоминге и Юте такого значения не имеют. Пятая ледниковая эпоха представленамаломощным пластом фосфоритов в самой кровле формации Фосфориа.
Изпрочих полезных ископаемых отметим медистые песчаники, проявления бокситов.Очень перспективна Анадарк, меденосная зона в пермском краевом прогибе насевере поднятия Вичита, штаты Техас (север), Оклахома (запад), Канзас (центр изапад). В ее пределах среди красноцветов верхней перми откроты более стапроявлений, шесть месторождений меди (Крета, Магнум, Буззард Пик, Горовелл, МедисинМаунд, Олд Глория [37].
Всреднекаменноугольных «огнеупорных глинах мерсер» штата Пенсильвания (кровлямиссисипия) обнаружены желваковые диаспориты.
Среднекаменноугольныедиаспоровые и бемитовые глины на размытой поверхности известняков ордовиказалегают в Миссури [34].
IV.Казахстанская ИМП. В песчаниках и конгломератах джезказганской свитысерпуховскогораннепермского возраста Джезказган-Сарысуйской мульды, Карагандинскаяобласть, широко распространено медно-полиметаллическое оруденениеджезказганского типа. До глубины 0, 6 км выявлены девять рудоносных горизонтов из 26 рудных пластов, преимущественно сероцветных песчаников, более стазалежей. Основные месторождения Северного Джезказгана – Айрамбай, Копкудук, Талдыбулак.Здесь же открыт новый минерал с приблизительной формулой (Cu, Re, Мо)S4.
Впервую осадочную стадию формирования среди терригенных прибрежно-дельтовых иаллювиально-озерных пестроцветных молассовых отложений, помимо меди, накапливалисьсвинец и цинк месторождений Владимировское, Копказган, Кенен, Спасское, Теректы,Пектас, Шилисай (кайрактинская, владимирская, киймийская свиты). Медныекомплексные руды с Pb, Zn, Ag, Re возникли в стадии первую (осадочную) и вторую(гидротермально-метасоматическую) среди терригенных отложений таскудукской иджезказганской свит (месторождения Джезказган, Жамай-Айбат, Западная иВосточная Сарыоба, Итауз, Кипшакпай) [37, 38].
ВВосточно-Казахстанской области разрабатывались золотоносные палеозойскиеБюкуйские конгломераты (площадь около 5 км2). В них установлены содержания до89 г/т Au [38].
V.Восточно-Сибирская ИМП. С позднегерцинским осадконакоплением ассоциируютпроявления металлоносных кор выветривания (Томтор), золотоносные (Урасалах, Пионерское),россыпные алмазов (Верхнечуоланырское россыпное поле).
Впределах рудного поля Томтор, Восточное Прианабарье, наибольшее экономическоезначение имеют продукты предпермского перемыва каменноугольной корывыветривания по щелочным породам массива. Единый рудоносный покров мощностью10–35 м развит на площади 3, 5 Ч 1, 5 км.
Преобладающиеминералы – апатит, пирохлор, монацит, циркон-ксенотим, редкоземельные фосфаты, рутил,ильмено-рутил. Y и Sc сосредоточены в ксенотиме и циркон-ксенотиме [14].
Золоторудноеместорождение Урасалах находится на севере Солурской антиклиналиЗападно-Куларской минерагенической зоны (Яно-Колымская провинцияСеверо-Восточной Якутии). Четыре наклонные рудные ленты мощностью 1–7 мпрослежены до 0, 3 км среди верхнепермских органогенно-терригенных породтуогучанской свиты. Содержания золота от 0, 5 до 20 г/т, средние – 1–2 г/т.Золото тяготеет к арсенопириту и углистоглинистым прослоям. Тонкодисперсноезолото распылено в пирите и арсенопирите (3–5 г/т). В Тенькинском рудном районеМагаданской области в верхнепермских углеродистых сланцах установленозолотобитумное проявление Пионерское. В крупной (0, 5–0, 8 Ч 2, 5 км) линзовидной залежи содержания Сорг. всегда более 1, 7 %, а концентрации золота по 226 пробамварьируют от 0, 04 до 14 г/т [39].
ВМало-Ботуобинском районе Якутии промышленная алмазоносность установлена дляВерхнечуоланырского россыпного поля. В россыпи Восточная особенно продуктивенбазальный горизонт лапчанской свиты среднего карбона в Оттурской долинообразнойпалеодепрессии [29].
ВыводыПозднегерцинские минерагенические процессы качественно отличаются от тех, чтобыли свойственны раннегерцинскому этапу. Для них характерна не выраженнаяприуроченность к единой «полосе экспозиции эндогенной энергии» (в среднемдевоне – раннем карбоне ее ось прослежена по линии Шпицберген – Урал – заливКарпентария – Лахланский пояс Восточной Австралии), но полицентризм в целом, меньшаяглубинность, доминирование обстановок сжатия, иные типы магматизма (ареальноболее широкого).
Какрезультат, среди сформировавшихся в среднем карбоне – среднем триасепотенциально рудоносных объектов немного тел кимберлитов и лампроитов(промышленно продуктивных нет совсем), сколько-нибудь значительные скоплениябокситов редки, хотя, казалось бы, климатические условия должны были бы вполнеспособствовать их формированию. Исключения нечасты и в случае бокситовотносятся лишь к юго-восточной Азии, в описываемый временной интервалнаходившейся в состоянии относительного тектонического покоя.
ВСреднеазиатском поясе ранний и средний карбон – время появления первыхпромышленных руд золота, связанных с гранитоидами. В середине этапа произошлостановление тел гранитоидов (270–260 млн лет, середина перми), с которымиассоциируют арсенопиритовые скопления, обогащенные Au, Bi, Co. Наиболеепродуктивной оказалась поздняя стадия. С ее малыми, тоже пермскими, интрузиямив Средней Азии и Казахстане связывают месторождения и проявления Pb, Zn, Sn, Mo,Bi, Au, ряда малых и редких металлов [13].
Среднийкарбон – средний триас в подвижных поясах – время доминирования коллизионныхобстановок, становления металлоносных массивов гранитоидов. В Российскомсекторе части Средиземноморского пояса оно оставило крупноесреднепозднекаменноугольное кварц-вольфрамит-молибденитовое месторождениеКти-Теберда (Карачаево-Черкессия) редкого стратиформногопрожилково-вкрапленного типа [6, с. 120; 13, c. 82], на Центрально-Французскоммассиве – касситеритвольфрамитовые грейзены и штокверки рудных полей Эшасьер иМонтебра. В ранней перми экономически значимые олово-вольфрамово-полиметаллическиеместорождения возникли на Армориканском (Корнуолл, рудные поля Camborne-Redruth,Caradon, St. Just [6, c. 123] и Чешском (Циновец-Циннвальд, Альтенберг)массивах.
Герцинскимв Испании считают грейзеново-жильное олово-вольфрамовое Барруэкопардо (Barruecopardo)[6, c. 119]. Самым ранним оловорудным месторождением – позднепермским – вВосточно-Малайском блоке оказывается Сунгай Лембинг (Sungai Lembing). Впределах этого блока известны также его триасовые аналоги на островах Белитунг(Belitung, там же), Бангка (Bangka), Индонезия [6, c. 123].
Позднекаменноугольные(пенсильваний) – среднетриасовые (320–230 млн лет) металлогенические поясаоказались характерными для Центральной Монголии, где в их пределах обнаруженынесколько Fe-Pb-Zn месторождений и рудопроявлений, скопления Cu-Mo порфировыхруд, Nb-Zr-REE проявления в связи с богатыми щелочами гранитоидами. ОсновноеCu-Mo порфировое месторождение Монголии – Эрдэнет (Erdenetiin Ovoo, илиErdenet) в троге Orkhon-Selenge, выполненном вулканогенно-осадочными толщами(запасы руды 1, 78 млн т с содержаниями 0, 62 % Cu, 0, 025 % Mo). Вoзраст рудЭрдэнета составляет 240 млн лет, т. е. отвечает примерно рубежу перми и триаса[22–24].
Позднегерцинскийэтап – время массового появления огромных аккумуляций медистых песчаников икалийных солей, наиболее значительных в фанерозое.
Список литературы
1.Тихомиров С. В. Этапы осадконакопления девона Русской платформы и общие вопросыразвития и строения стратисферы / С. В. Тихомиров. – М.: Недра, 1995. – 445 с.
2.Божко Н. А. Геотектонические факторы локализации кимберлитового магматизма всвете современных данных / Н. А. Божко // Проблемы прогнозирования, поисков иизучения месторождений полезных ископаемых на пороге ХХI века. – Воронеж: ВГУ,2003. – С. 360–365.
3.Яншин А. Л. О значении исследований эволюции геологических процессов / А. Л.Яншин // Эволюция вулканизма в истории Земли. – М.: Наука, 1974. – С. 13–19.
4.Прокопчук Б. И. Алмазные россыпи и методика их прогнозирования и поисков. – М.:Недра, 1979. – 248 с.
5.Крупные и суперкрупные месторождения рудных полезных ископаемых: в 3 т. / А.А. Сидоров [и др.]. – М.: ИГЕМ РАН, 2006. – Т. 3. – Кн. 1. Стратегические видырудного сырья Востока России. – 472 с.
6.Крупные и суперкрупные месторождения рудных полезных ископаемых: в 3 т. / Д.В. Рундквист [и др.]. – М.: ИГЕМ РАН, 2006. – Т. 1: Глобальные закономерностиразмещения. – 390 с.
7.Вулканизм и рудообразование / науч. ред. Т. Тацуми. – М.: Мир, 1973. – 320 с.
8.Додин Д. А. Минерагения Арктики / Д. А. Додин. – СПб.: Наука, 2008. – 292 с.
9.Евдокимов А. Н. Новая Земля – перспективный ресурсный объект наБаренцово-Карском шельфе / А. Н. Евдокимов, В. Д. Крюков, А. В. Ласточкин и др.// Разв. и охрана недр, 2000. – № 12. – С. 41–43. 10. Милановский Е.Е.Рифтогенез в истории Земли. Рифтогенез в подвижных поясах / Е. Е. Милановский.– М.: Недра, 1987. – 297 с.
11. Zaykov V. V. Volcamic complexes in spreading basins of thesouthern Urals / V. V. Zaykov, E.V. Zaykova, V. V. Maslennikov // Geodynamicsand Metallogeny: The ory and Applications for Applied Geology / N. V.Mezhelovsky et al., eds. – Moscow, 2000. – P. 315–337.
12.Гаррис М. А. Геохронологическая шкала Урала и основные этапы его развития вдокембрии и палеозое (по данным калий-аргонового метода) / М. А. Гаррис //
Абсолютныйвозраст геологических формаций: междунар. геол. конгресс: тез. докл. – М.:Наука, 1964. – С. 128–56.
13.Магакьян И. Г. Металлогения (главнейшие рудные пояса) / И. Г. Магакьян. – М.:Недра, 1974. – 304 с.
14.Рудные ресурсы и их размещение по геоэпохам. Редкие металлы. Тантал, ниобий, скандий,редкие земли, цирконий, гафний: справочное пособие / К. Д. Беляев [и др.]. –М.: Недра, 1996. – 176 с.
15.Смыслов А. А. Недра России: в 2 т. / А. А. Смыслов [и др.]. – М., 2001. – Т.1. – 547 с.
16.Лампроиты / науч. ред. С. А. Богатиков. – М., 1991. – 380 с.
17. Yakubchuk A. Metallogeny of the Central Asian supercollage:Urals and Tien-Shan as key examples / A. Yakubchuk [et al.] // Understandingthe genesis of ore deposits to meet the 21-st century, 12-th Quadrennial IAGODSymposium, Moscow, 21–24 August. – 2006. – Abstracts. – V. 1. – File 010.
18. Pak N. Metasomatic zonality models of large gold deposits inKyrgyzstan / N. Pak // Understanding the genesis of ore deposits to meet the21-st century, 12-th Quadrennial IAGOD Symposium, Moscow, 21–24 August. – 2006.– Abstracts. – V. 2. – File 162.
19. Koneev R. I. Geodynamic conditions and minerageny of Uzbekistangold / R. I. Koneev // Understanding the genesis of ore deposits to meet the21-st century, 12-th Quadrennial IAGOD Symposium, Moscow, 21–24 August. – 2006.– Abstracts. – V. 2. – File 157.
20. Malyukova N. Zoning of polymetallic-rare earth deposits andsituations of the formation in the Ak-Tyuz ore ё eld(the Northern Tien-Shan Region) / N. Malyukova, V. Kim // Understanding thegenesis of ore deposits to meet the 21-st century, 12-th Quadrennial IAGODSymposium, Moscow, 21–24 August. – 2006. – Abstracts. – V. 1. – File 064.
21. Larin F. V. Evolution trends of Geodynamic environtments and theDuration of Mineral Deposits Formation / F. V. Larin, D. V. Rundkvist, E. Yu.Rytsk // Geodynamics and Metallogeny: Theory and Implication for AppliedGeology / N. V. Mezhelovsky et al., eds. – M., 2000. – P. 193–213.
22. Gerel Ochir. Metallogeny and tectonics of Mongolia / OchirGerel, Gombosuren Bodarch, Warren J. Nokleberg, Dedjimaa Gumchin //Understanding the genesis of ore deposits to meet the 21-st century, 12-thQuadrennial IAGOD Symposium, Moscow, 21–24 August. – 2006. – Abstracts. – V. 2.– File 233.
23. Watanabe Y. Re-Os ages for the Erdenet and Tsagaan Suvargaporphyry Cu-Mo deposits, Mongolia, and tectonic implications / Y. Watanabe, H.Stein // Economic Geology, 2000. – V. 95. – Р.1537–1542.
24. Mironov A. Re-Os dating of the Orekitkan molybdenum deposit(Russia) / A. Mironov, H. Stein, A. Zimmerman, G. Yang // Understanding thegenesis of ore deposits to meet the 21-st century, 12-th Quadrennial IAGODSymposium, Moscow, 21–24 August. – 2006. – Abstracts. – V. 1. – File 065.
25.Рудные ресурсы и их размещение по геоэпохам. Благородные металлы (МПГ, золото, серебро): справочное пособие / Б. И. Беневольский [и др.]. – М.: Недра, 1995. – 223 с.
26. Mao J. W. Post-collisional Cu-Ni sulё dedeposits in the Chinese Tianshan and Altay: principal characteristics andpossible relationship to a mantle plume / J. W. Mao [et al.] // Understandingthe genesis of ore deposits to meet the 21-st century, 12-th Quadrennial IAGODSymposium, Moscow, 21–24 August. – 2006. – Abstracts. – V. 3. – File 250.
27.Соболев В. С. Особенности вулканических проявлений на Сибирской платформе инекоторые общие вопросы геологии / В. С. Соболев // Петрология верхней мантии ипроисхождение алмазов. Избранные труды. – Новосибирск: Наука, 1989. – С.89–95.
28.Милановский Е. Е. Рифтогенез в истории Земли. Рифтогенез на древних платформах/ Е. Е. Милановский. – М.: Недра, 1983. – 280 с.
29.Зинчук Н. Н. Коры выветривания и вторичные изменения кимберлитов Сибирскойплатформы / Н. Н. Зинчук. – Новосибирск, 1994. – 240 с.
30. Konnikov E. G. Nickel-bearing gabbro-cortlandite formation ofthe Far East: age and occurrence geodynamics / E. G. Konnikov [et al.] //Understanding the genesis of ore deposits to meet the 21-st century, 12-thQuadrennial IAGOD Symposium, Moscow, 21–24 August. – 2006. – Abstracts. – V. 2.– File 224.
31.Колотухина С. Е. Геология месторождений редких элементов Южной Америки / С. Е.Колотухина [и др.]. – М.: Наука, 1968. – 280 с.
32.Халезов А. Б. Ураноносность Верхнекамского осадочного бассейна / А. Б. Халезов// Руды и металлы, 2005. – № 4. – С. 5–16.
33.Диаров М. Д. Калийные соли Казахстана / М. Д. Диаров [и др.]. – Алма-Ата:Наука, 1983. – 216 с.
34.Бушинский Г. И. Геология бокситов / Г. И. Бушинский. – М.: Недра, 1975. – 416с.
35.Соколов А. С. Классификация и закономерности размещения месторождений фосфатов/ А. С. Соколов // Неметаллические полезные ископаемые: доклады 27международного геологического конгресса (Москва 4–14 августа 1984 г.). – Секция С 15. – М.: Наука, 1984. – Т. 15. – С. 48–58.
36.Шелдон Р. П. О приуроченности пермских фосфоритов Скалистых гор к эпохамполярных оледенений / Р. П. Шелдон // Неметаллические полезные ископаемые:доклады 27 международного геологического конгресса (Москва 4–14 августа 1984 г.). – Секция С 15. – М., 1984. – Т. 15. – С. 85–94.
37.Наркелюн Л. Ф. Медистые песчаники и сланцы Мира / Л. Ф. Наркелюн, В. С. Салихов,А. И. Трубачов. – М.: Недра, 1983. – 414 с.
38.Геология СССР. Т. XХ. Центральный Казахстан: в 2 кн. – М.: Недра, 1989. – Кн.1. Полезные ископаемые. – 541 с.
39.Ганжа Г. Б. Золото-битумная минерализация в черносланцевой толще, ЦентральнаяКолыма / Г. Б. Ганжа, Л. М. Ганжа // Руды и металлы. – 2004. – № 4. – С. 24–32.
Дляподготовки данной работы были использованы материалы с сайта www.minsoc.ru