Историко-минерагенический анализ геологического прошлого континентов
А. Д. Савко, Л. Т. Шевырев
Воронежский государственный университет Поступила в редакцию 1 марта 2010 г.
Аннотация. Если основные месторождения раннегерцинского этапа формировались в обстановках растяжения и в связи с мантийными источниками (кимберлиты, аккумуляции массивных сульфидов), то последующее позднегерцинское рудообразование оставило скопления рудного вещества, связанного с иными энергетическими обстоятельствами, – позднекаменноугольными–пермскими и более поздними гранитоидами. Пермские интрузии, прорвавшие в складчатых областях ранее накопившиеся толщи, сформировали жильные 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 на востоке зоны сдвига Талас-Фергана, многочисленные редкометалльно-редкоземельные залежи Восточного Казахстана, Киргизии. Позднегерцинский возраст имеют золотоносные 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) возник медно-молибденовый гигант Центральной Монголии Эрдэнет. Эндогенные месторождения, ассоциирующие с обстановками растяжения, формировались в финальные фазы этапа в немногих районах мира. Однако среди них уникальный Норильский рудный район в составе Норильского, Тальминского, Южно-Норильского и Талнахского рудных узлов, в котором сосредоточено до трети мировых ресурсов Ni (70 % российских), 90 % запасов платиноидов России. Рудные залежи появились в конце раннего триаса, этапы рудоподготовки прослеживаются с протерозоя. Позднегерцинские экзогенные месторождения представлены грандиозными скоплениями медистых песчаников и калийных солей Западной и Восточной Европы, Приуралья, Прикаспия. Позднегерцинскими являются уникальные скопления редких металлов якутского Томтора, сконцентрированные, прежде всего, в предпермской коре выветривания. Из прочих экзогенных аккумуляций упомянем небольшие месторождения бокситов Китая, а также верхнепермские оолито-микрозернистые фосфориты формации Фосфориа (1, 5 млрд т Р2О5), выходы которых прослежены через западные штаты США, Западную Канаду на территорию Аляски.
В позднем карбоне – перми сформировалось складчатое горное сооружение Урала, возник Предуральский краевой прогиб. В поздней перми герцинский тектогенез спаял в единое целое многие площади Тянь-Шаня, где утвердился тектонический режим, близкий платформенному, появился пенеплен, существовавший с конца палеозоя, по меньшей мере, до палеогена включительно. Этот этап развития Земли С. В. Тихомиров (1, c. 410) называл антраколитовым, по частому присутствию в разрезах черных или темных известняков и доломитов, углистых или битуминозных (антраколит – черный органогенный кальцит или доломит). Описываемый временной интервал оказался различным по продуктивности для разных подвижных суперпоясов.
Наиболее выраженные и значительные минерагенические события произошли в регионах Средиземноморья, Казахской горной страны, Монгольском и Среднеазиатском поясах, частично – в Юго-Восточной и Восточной Австралии.
Для нашей проблемы особый интерес представляет то, что на платформах в позднегерцинский этап впервые столь ярко проявился трапповый магматизм, масштабы которого неизмеримо превзошли все подобное в прошлом, в том числе и в раннегерцинское время. Пространственные связи между трапповыми формациями и алмазоносными кимберлитами очевидны, хотя считается, что первые и вторые не связаны между собой ни генетически, ни даже по возрасту становления. Однако нельзя не признать обоснованными мнения об особой роли трапповых синеклиз, в том числе позднегерцинских, в распределении кимберлитов. Так, по мнению Н. А. Божко, в Восточной Сибири (2) поля алмазоносных магматитов формируют краевые пояса по их периферии. В частях приосевых, максимально прогнутых, над мантийными выступами кора слишком утонена и восходящий мощный тепловой поток не способствует сохранению алмазов. Связи излияний траппов с образованием отрицательных структур очевидны и в иных регионах.
Первые проявления щелочных базальтоидов в Котуйской зоне Тунгусской синеклизы состоялись намного раньше основных трапповых излияний триаса, уже в ранней и поздней перми. На западе синеклизы – Енисейское поднятие (нынешний Енисейский кряж) – возникли тела киинского щелочно-карбонатитового комплекса с датами 250– 270 млн лет, что отвечает второй половине пермского периода. В раннем–среднем триасе производные толеитовой (частично оливин-базальтовой) магмы, вероятно, мантийного происхождения (диабазы, габбро-диабазы, габбро, долериты, базальты) заняли около 1, 5 млн км2 (по другим оценкам, 2, 0 и 2, 5 млн км2) нынешней Восточной Сибири.
В Предуральском прогибе становление покровов трапповых базальтоидов предшествовало формированию впадин, выполненных триасовыми отложениями. В Северо-Балхашской геосинклинали со среднего карбона по раннюю пермь накопились андезито-дацито-липаритовые толщи мощностью до 3–4 км (!) (3). Пермский магматизм затронул Восточную Сибирь (интрузии траппов), Восточную Австралию, южный и центральный сегменты Западной Европы. Он представлен мощными вулканогенными образованиями в Монголо-Охотском поясе, Южном Казахстане, Киргизии, Западном Китае, Южном острове Новой Зеландии. В целом, площади, занятые магматитами, в среднем и позднем палеозое последовательно и плавно наращивались. В этом важное отличие средне-позднепалеозойского магматизма от раннепалеозойского, развивавшегося циклично, с максимумом в ордовике. Количественно это выражалось так (в скобках площади платформенного магматизма, в млн км2): девон – 1, 3 (0, 1); ранний карбон – 1, 8 (0); средний–поздний карбон – 2 (0); пермь – 3, 6 (0, 45).
Завершающая фаза позднегерцинского диастрофизма (ранний–средний триас) характеризовалась еще большим распространением магматических процессов – на площади 4, 2 млн км2 (на платформах – 1, 4 млн км2). Прежде всего, прирост произошел за счет магматической активизации регионов, где иногда подобной деятельности не было уже сотни млн лет – Западная Сибирь, Суматра, Калимантан, отдельные районы на востоке США и т. д.
Столь значительная эндогенная активность не могла не сопровождаться формированием многочисленных рудных и нерудных аккумуляций. Аридные условия этапа, его геократический характер способствовали появлению месторождений медистых песчаников, металлоносных кор выветривания, калийных солей.
1. Историко-минерагенические провинции (эндогенный рудогенез) Для позднегерцинского этапы в пределах континентов Земли выделены историко-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-Запада Тихоокеанского кольца. IX. Кордильер.
I. Западноевропейская–Североафриканская ИМП. Площадь провинции одна из наиболее насыщенных эндогенными месторождениями, сформировавшимися в позднегерцинский этап. На формирование гипогенных рудных месторождений в Западной Европе особое влияние оказали крупные срединные массивы: Иберийской Месеты (западней Мадрида), Армориканский (полуострова Котантен и Бретать во Франции), Центрально-Французский, Верхнерейнский, Чешский. Подобные формы совместно образовали Саксоно-Тюрингскую зону с широким развитием основного магматизма. Кислый магматизм доминировал в пределах Молданубской глыбы, объединенных Центрально-Французском, Верхнерейнском, Чешском массивах. На Большом Кавказе в позднегерцинский этап сформировалось множество небольших месторождений, связанных с крупными интрузиями средне-верхнекаменноугольных гранитоидов: редкометалльные пегматиты (W, Mo, Bi, Sn, As минерализация). В позднем карбоне и перми становление малых интрузий гранодиоритов, гранит-порфиров, сиенитпорфиров сопровождалось появлением свинцовоцинковых залежей.
Облик ИМП определяют крупнейшие олововольфрамовые ресурсы Корнуолла, Иберийского полуострова, комплексные золотоносные, полиметаллические, редкометалльные, урановые аккумуляции Центрально-Французского и Богемского массивов. Перечислим основные типы возникших в описываемое время месторождений полезных ископаемых, среди которых: 1 – высокотемпературные гидротермальные жилы, штокверки и грейзены с касситеритом и вольфрамитом рудных полей Эшасьер и Монтебра, связанные с двуслюдяными гранит-порфирами («гранулиты») и альбититами Центрального Французского массива (305–293 млн лет); 2 – низкотемпературные жилы и штокверки красноватого кварца, брекчии с урановой смолкой и флюоритом (Буа Нуар, 260 млн лет), брекчии которого, локализованные среди позднегерцинских гранитов, содержат до 6 % урана; 3 – золотоносные кварцевые жилы, скарны и метасоматиты (Салсинь, Шатле, Шени, Кро-Галле); 4 – скопления руд пятиэлементной формации в дотриасовых породах с датами по ураниниту 235 ± 6 млн лет (Виттихен, германский Шварцвальд); 5 – средневарисские (310–280 млн лет) Чешского массива, скарновые с 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 и перми преобладали обстановки сжатия, определившие покровно-надвиговую структуру этого субмеридионального складчатого сооружения. В восточной зоне Урала тогда же появились тела гранитоидов, а позднее, в триасе, – линейные меридиональные депрессии. В Восточно-Уральском синклинории возникли грабены Буланаш-Елкинский, Челябинский, на севере Тагильского – Богословский, Волчанский, в Зауральском антиклинории – Ирбитский, Анохинский, Кочердыкский, Юламановский, в Тюменско-Кустанайском синклинории – Тюменский, в пределах Убоганского поднятия Тургайской седловины – Кушмурунский. Самые протяженные из них – Челябинский и Убоганский, прослеженные на 100–200 км при ширине в первые десятки километров. Остальные имеют скромные размеры – в длину десятки километров, в ширину первые километры.
Триасовое выполнение грабенов Урала мощностью 1–3 км (до 4 км) принадлежит двум свитам: тулунской нижнесреднетриасовой вулканогенномолассовой и средневерхнетриасовой челябинской сероцветной. Континентальные отложения тулуна часто подстилаются корой выветривания, в том числе по гранитоидам. На базальных конгломератах или брекчиях залегают лавы и туфы базальтов. Отмечены в подчиненном количестве лавы и туфы липаритов. В верхах свиты известны пестроцветы с редкими прослоями бурого угля (10, с. 62–66). V. V. Zaykov et al. (11, с. 322) связали с позднепалеозойскими гидротермальными изменениями ультрамафитов известные уральские месторождения талька. На площади их рудных полей, помимо собственно тальковых залежей, распространены породы актинолит-тальковые, тальк-тремолитовые, хлорит-тальковые, брейнерит-тальковые. Иногда тальксодержащие образования оказываются перекрытыми продуктами выветривания. Среди талькмагнезитовых пород наблюдаются блоки серпентинитов, рассеченные многочисленными дайками диоритов (Шабровское тальк-магнезитовое, Миааские талькитовые месторождения). Благородный тальк-стеатит образует залежи мощностью 1–2 м на контактах с дайками. Здесь же попадаются и нодулы светло-серого нефрита.
В позднегерцинский этап на Урале возникло множество интересных в экономическом отношении месторождений, связанных с гранитоидами. К ним относят скопления золотоносных 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 месторождений медноколчеданных руд, начавшийся в силуре. Если самые древние месторождения Кабанское V, Левиха этого типа датируют 430–410 млн лет, то наиболее поздними оказываются средне- и даже позднекаменноугольные – 300 млн лет и моложе (12; 13, с. 132, 133). Частично позднегерцинскими являются по датам (325–285 млн лет) колчеданы месторождений Дегтярского, им. ХIХ Партсъезда, Учалы, финальные стадии рудообразования Блявинского, Сибаевского, Гая.
К рубежу среднего и позднего карбона относят становление известных пегматитовых месторождений драгоценных камней – изумрудов, аквамаринов, топазов, турмалинов – Мурзинки, описанные в свое время А. Е. Ферсманом. Пегматиты Ильменского заповедника Южного Урала с колумбит-танталитовой минерализацией, вероятно, несколько моложе: они связаны с гранитами, возраст которых 0, 27–0, 21 млрд лет (ранняя пермь – средний триас).
Биотит-карбонатные нефелиновые сиениты– миаскиты Южного Урала датированы 270–260 млн лет (пермь). Их массив в районе станции Миасс, Челябинская область, занимает площадь 30 Ч 5 км.
Миаскиты сопровождают жилы нефелиновых пегматитов, иногда с пирохлором. На севере массива имеется Вишневогорское месторождение ниобия (60о 42’ в.д., 56о 56’ с.ш.) – тела альбититов и альбитизированных пегматитов и зоны карбонатизации. Они и содержат промышленные концентрации малотанталового пирохлора. Концентрации Nb2О5 – 0, 1–0, 2 % (14, с. 50).
Важным источником флюоритового сырья для металлургической промышленности (13, с. 134) с предвоенного времени была Амдерма. Ее залежи предположительно триасового возраста, обнаруженные на берегу Карского моря в северной части Югорского полуострова, эксплуатировались с 1930 г., но ныне работы на месторождении приостановлены (15, с. 417). Руды Амдермы содержат до 70 % и более флюорита, несколько процентов цинка (максимально 16, 7 %), медь и свинец. Открыто в них и золото, первые граммы на тонну (15, с. 333).
Месторождение находится в пределах Пайхойско-Вайгачского антиклинория, для которого характерна зональность в размещении скоплений: меди и никеля – среди кембрийских метаморфитов в ядре структуры, свинцово-цинковых, флюоритполиметаллических, флюоритовых – на крыльях и в периклинальном замыкании. Жильные, пластовые, гнездообразные и неправильной формы залежи с флюоритом открыты в этом районе в наиболее напряженных тектонических обстановках на сорока площадях среди отложений от рифейских до пермских.
Казахстанский металлогенический 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 перми представлены трахибазальт-трахилипаритовой формацией. В поздней перми – раннем триасе восточней Караганды появились проявления наземного существенно калиевого контрастного вулканизма аюлинского комплекса. Его аналог – семейтаусский комплекс к западу от Семипалатинска, на западном ограничении Иртыш-Зайсанской складчатой системы герцинид Казахстана. Пермские субширотные рифтовые зоны известны и в соседнем Джунгарском массиве на территории Китая (10, с. 51–56, 61). Помимо Зайсанской складчатой системы (Горный Алтай + Калбинский хребет, или Калба), К. И. Сатпаевым (1958 г.) для позднегерцинского этапа выделены структурно-металлогенические зоны: 1 – Центрально-Казахстанская мозаичного строения с месторождениями редких металлов (ассоциируют с интрузиями аляскитовых гранитов); 2 – Тургайская с железорудными скарнами Соколовско-Сарбайского рудного поля; 3 – Мугоджары, крайний юг Уральского пояса с хромитовыми, медноколчеданными рудами и асбестом; 4 – Каратаусская с полиметаллическими, золотоносными и редкометалльными рудами Ачисая и Миргалимсая; 5 – Северного Тянь-Шаня с месторождениями полиметаллов, золота, редких металлов. Месторождения различных генетических типов, даже близкие по возрасту, не могли не возникать в отличных структурных обстановках.
Некоторые выводы для позднегерцинского минерагенеза таковы (13, с. 148–154): 1 – телетермальные стратиформные месторождения медистых песчаников с поздним свинцовым оруденением Джезказганского типа предположительно связаны с невскрытыми позднегерцинскими гранитоидами;
2 – телетермальные свинцово-цинковые залежи типа Ачисай-Миргалимсай в хребте Каратау, хотя и локализованы среди верхнедевонских–нижнекаменноугольных отложений, но тоже сопряжены с позднегерцинскими кислыми интрузивами; 3 – скарново-карбонатные руды Аксоран-Акжальского типа локализуются в приконтактных зонах позднегерцинских (?) гранитоидов; 4 – барит-галенитовые залежи типа Карагайлы-Кайракты, особенно продуктивные в отношении галенита, располагаются вдоль зон разломов и связаны с позднегерцинскими гранитоидами.
Среднеазиатский металлогенический 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 (верхи раннего и начало среднего карбона), возникали небольшие проявления хромита и платиноидов (13). Признаками дилатансии, господствовавшими на уровне верхней мантии, считают проявления лампроитоподобного и щелочно-базальтоидного магматизма Чаткало-Кураминских гор, Западного Таласа и Каржантау (16, с. 114–160), которые тяготеют к единой глубинной Лашкерек-Пскемской (Дайбабинской) зоне нарушений. Трубчатые тела описаны в юго-западных отрогах Чаткальских гор, где Лашкерек-Пскемскую зону рассекают субширотный Кошмансайский и северо-западный по простиранию Кенкольский разломы. В зоне влияния последнего имеется Тереклинский грабен, заполненный вулканитами С2 (минбулакская свита). Описываемые тела тянутся вдоль грабена на северо-запад. Диатрема Кошмансай локализована в ЮВ борту грабена на контакте известняков С1 и Акбулакского интрузива. Так как диатрема лампроитоподобных пород рассекает нижнекаменноугольные известняки и в свою очередь рассечена кислыми и основными дайками С2-3, считают, что верхний предел ее возраста – это верхи среднего карбона. Интересно, что лампроиты алмазоносны, содержат обломки серых прозрачных кристаллов полезного компонента (самый крупный – 0, 8–0, 9 мм). По классификации Ю. Л. Орлова, они принадлежат плоскогранным октаэдрам 1 разновидности, реже псевдоромбододекаэдрам той же разновидности.
Алмазосодержащие черные брекчии отличаются повышенными концентрациями самородных металлов и карбидов (железисто-кобальтистой меди, кобальта, когенита (Со, Ni)3C, карбида вольфрама) (16, с. 141).
В середине этапа произошло становление тел гранитоидов (270–260 млн лет, поздняя пермь), с которыми ассоциируют арсенопиритовые скопления, обогащенные Au, Bi, Co. Наиболее продуктивной оказалась поздняя стадия. С ее малыми, тоже пермскими, интрузиями связывают месторождения и проявления Pb, Zn, Sn, Mo, Bi, Au. Минерагенические процессы происходили на фоне заметных тектонических преобразований. Пермский и раннетриасовый рифтогенез отмечен в отдельных районах Иртыш-Зайсанской, Джунгаро-Балхашской областей и в Тянь-Шане. В Чаткальско-Кураминской зоне Западного Тянь-Шаня возникают грабены и горсты, формируются пояса позднепермских даек субщелочного кислого и основного составов. На востоке Заилийского Алатау, в хребте Кетмень (северо-восток Северного Тянь-Шаня), в субширотном троге появляются позднепермские тела трахибазальтов, оливиновых базальтов (10, с. 51–56, 61).
A. Yakubchuk et al. (17) полагают, что герцинский Тянь-Шаньский ороген формировался в ходе позднепалеозойской коллизии континентов Каракум-Таримского и Палео-Казахстанского. Западная часть Тянь-Шаня в Казахстане и Узбекистане образована: 1 – северотянь-шаньской деформированной окраиной Палео-Казахстанского континента; 2 – среднетянь-шаньской позднепалеозойской вулкано-плутонической дугой; 3 – южнотянь-шаньским интенсивно деформированным складчатым и надвиговым поясом на месте окончательного закрытия Палео-Туркестанского океана. На рис. 2 пунктирными линиями выделен временной интервал становления (в пределах погрешности) двух главных месторождений золота: Мурунтау Кызылкумского сегмента и Кумтор на востоке зоны сдвига Талас-Фергана.
Для уточнения времени постколлизионного известково-щелочного, щелочно-известкового гранитоидного магматизма цитируемые авторы отобрали пробы по профилю длиной около 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 295–280 млн лет (поздний карбон – ранняя пермь). Возраст реликтовых цирконов составляет 900 – 400 млн лет; среди них нет архейских и палеопротерозойских. Это позволило предположить, что фундамент Кызылкумов неопротерозойский–нижнепалеозойский, с небольшими отторженцами более древних пород. Еще особенность Кызылкумского сегмента – присутствие новообразованных триасовых цирконов с возрастом 230–210 млн лет (интрузия Темиркобук). Даты для интрузий Кураминской дуги в Узбекистане уложились в 320–305 млн лет. Эти магматиты вмещают гигантское Cu-Mo-Au месторождение Калмакыр Дальнее (Kalmakyr Dalnee) в Алмалыке и ряд меньших скоплений Au и Cu. Возраст известковисто-щелочных пород интрузива Улан (Ulan) в Восточном Тянь-Шане тот же – 303 + 3 млн лет. Две стадии золотой минерализации связаны с «субдукционными» (порфировые и гидротермальные системы в породах вулканических дуг) и пост-коллизионными (орогенные залежи) гранитоидами. И интрузии, и скопления золота связывают с транскоровыми сдвигами, образовавшимися в результате субширотного направления горизонтальных перемещений в Тянь-Шане после коллизии в интервале 295–280 млн лет. По этой причине названные раннепермские линеаменты имеют важное прогнозное значение для золотой минерализации (18).
R. I. Koneev (19) в недавнем обзоре, посвященном золоторудным месторождениям Узбекистана, отметил, что он занимает в Мире восьмое-девятое место по масштабам золотодобычи. Только Мурунтау дает 80–85 т золота ежегодно, тогда как во времена СССР – 50 т (15, с. 346)). R. I. Koneev связал возникновение этих крупнейших аккумуляций золота с развитием вулкано-плутонического пояса Белтау-Курама, отметив, что все основные скопления металла – Мурунтау, Кочбулак, Чармитан – находятся в пределах узлов пересечений пояса меридиональными разломами. 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, все они позднекаменноугольные–раннепермские.
На территории Киргизии обнаружено более ста промышленных золоторудных объектов. Все они позднегерцинские, принадлежат разным генетическим и минеральным типам, характеризуются различными масштабами. По данным N. Pak (18), только в золотосульфидном гиганте Кумтор, залежи которого локализованы в «черных сланцах», сконцентрировано около 1000 т Au, в скарнах Макмаль (Makmal) – 60 т, золотокварцевых жилах Джерой (Jerooy) – 80 т, золотопорфировом Талдыбулак Левобережный (Taldybulak Levoberezhny) – 80 т.
В герцинскую тектоно-магматическую активизацию в пределах Ак-Тюз-Муюнкумо-Наратского блока (Киргизия), сложенного породами архея и нижнего протерозоя, возникли крупные месторождения руд бериллия, тория, свинца и редких металлов рудного поля Ак-Тюз. Здесь внедрились сначала габбро-диориты и монцониты первой фазы, затем сиенито-диориты (фаза 2), субщелочные лейкократовые граниты (фаза 3), гранофиры, аплитовидные граниты и гранит-порфиры (фаза 4). Наиболее важны с минерагенической точки зрения лейкограниты (датированы 260 млн лет, пермь) и слепые штоки гранофиров (225–215 млн лет, средний триас). Тела гранитов имеют клиновидную форму, с сужением на северо-восток. Все рудные залежи поля Ак-Тюз пространственно связаны с
Рис. 2. Эволюция герцинского магматизма на Тянь-Шане. По D. Konopelko, из работы (17, рис. 3). Пунктирными линиями выделен временной интервал становления (в пределах погрешности) двух главных месторождений золота: Мурунтау Кызылкумского сегмента и Кумтор на востоке зоны сдвига Талас-Фергана лейкократовыми гранитами и гранофирами, а генетически – с их постмагматической активностью.
Богатые руды с содержанием свинца около 17 % ассоциируют с зоной кварц-хлорит-биотитовых и кварц-хлоритовых метасоматитов мощностью 3–5 м, расположенной на контакте гранофиров и брекчированных зеленых амфиболитовых сланцев.
Руды характеризуются промышленными содержаниями редких земель и молибденита (20).
III. Южносибирская–Центральномонгольская ИМП. Селенгино-Яблоновая (Западно-Забайкальская, Селенгино-Верхневитимо-Ингодинская) зона салаирид продолжает к востоку зону Северо-Монгольскую. Магматическая активизация здесь продолжалась почти весь мезозой, более 150 млн лет. Ранняя фаза этого процесса отнесена к перми–триасу, средняя – ранне-среднеюрская, поздняя – мальм-ранний мел. В поясе протяженностью 1, 5 тыс. км и шириной 200–300 км известны более 350 интрузивных массивов, не считая даек, субщелочных и щелочных гранитов и сиенитов, датированных 265–230 млн лет. С интрузиями ассоциируют верхнепермские–нижнетриасовые вулканиты: щелочные базальты, трахиты, трахилипариты, трахиандезиты. На юго-востоке зоны встречены и нормальные известково-щелочные кислые и средние эффузивы. Мощность вулканитов местами оценивается в 2–3 км. Полагают, что это образования внутриконтинентального рифта, протянувшегося от Становика до Монгольского Алтая, с центральной частью в Орхон-Селенгинской депрессии с мощными толщами базальтоидов (10, с. 85, 86).
Позднегерцинскими являются крупные скопления железных руд, полиметаллические, золоторудные залежи. Известно, что очень крупное (запасы 1450 т) месторождение Сухой Лог в центральной части Бодайбинского золоторудного района Ленской золотоносной субпровинции 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 числе начало позднекаменноугольной эпохи).
В Горном Алтае распространены месторождения молибден-редкометалльно-вольфрамовой рудной 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 202–213 млн лет. Руды связаны с одноименным массивом лейкогранитов.
С восточно-сибирскими траппами, имеющими преимущественно раннетриасовый возраст, связаны месторождения активизированных восточной и юго-восточной окраин Сибирской платформы, частично заходящие и в ее пределы. Они относятся к крупным Нижне-Тунгусскому и Ангаро-Илимскому железорудным бассейнам.
Nb-Zr-REE-минерализация в Центральной Монголии ассоциирует с высокощелочными гранитами. Ее проявления среди верхнепалеозойских вулканогенных (базальты, андезиты, риолиты) и осадочных толщ, исследованы во впадине Ханбогд (Khanbogd), где связаны с одноименным плутоном, перекрытым меловыми красноцветами. По данным Н. В. Владыкина с соавторами (1981 г.), возраст местных толщ укладывается в интервал 362– 245 млн лет (K-Ar), т. е. варьирует от позднего девона до перми. Rb-Sr изохронный возраст плутона Ханбогд (Khanbogd) – 282 ± 21 млн лет (ранняя пермь). Для главной фазы магматизма получена и еще одна Rb-Sr дата: 295 ± 5, 3 млн лет, поздний карбон. Полагают, в первую фазу внедрялись щелочные граниты, во вторую – их тонкозернистые разности и различные дайки. Редкометалльная минерализация встречена в пегматитах.
В конце перми (244, 9 ± 22, 4 млн лет назад) на юге Монголии возник массив нефелиновых сиенитов с карбонатитами Лугиингол (Lugiingol), наиболее изученный из нескольких подобных тел, образующих щелочной интрузивный комплекс Южной Гоби. На площади плутона обнаружены, помимо нефелиновых сиенитов, представляющих главную фазу, щелочные габбро (ийолиты) и поздние дайки. Подсчитанные запасы полезных компонентов карбонатитов составляют 14 тыс. т (22).
Основное Cu-Mo порфировое месторождение Монголии – Эрдэнет (Erdenetiin Ovoo, или Erdenet). Оно находится в троге Orkhon-Selenge, выполненном вулканогенно-осадочными толщами. На рудном поле Эрдэнет подсчитаны запасы руды 1, 78 млн т с содержаниями 0, 62 % Cu, 0, 025 % Mo. Цитируемые авторы полагают, что трог возник в пределах активной континентальной окраины и прошел несколько стадий геодинамической эволюции, от ранней внутриконтинентальной (рифтогенез в пределах области мелкого континентального шельфа) до внедрения пермских субаэральных мафитов, щелочных вулканитов и еще более поздних триасовых основных вулканитов. Состав плутонов, интрудированных во все перечисленные образования, варьирует от диоритов до гранодиоритов, кварцевых сиенитов, лейкогранитов, т. е. тот же, что и вмещающих пород. Рудоносная система Эрдэнет формировалась под мощным влиянием интрузивного процесса – становления тел порфиритов, которые цитируемые авторы назвали «раннемезозойскими». Различают три фазы наложенных изменений: кварц-серицитовую с аргиллитизацией средней степени по периферии; кремнеземистую; пропилитовую. Зональность проявляется при переходе от глубинных и центральных частей порфиритового массива к менее глубинным и внешним.
Ранние биотит, калишпат и халькопирит характерны для более глубоких горизонтов месторождения, пропилитизация же удалена от кварц-серицитовой зоны и наблюдается 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 штате Квинсленд известно крупное золоторудное месторождение Гимпи, которое считается раннетриасовым (235, 220 млн лет). В этом же штате эксплуатировали раннетриасовые золоторудные залежи в трубке взрыва среди девонских пород на площади Маунт Морган. Очень интересно героцинское платинометалльное месторождение Файфилд (Fiёеld), Новый Южный Уэльс. Шлиры платины и палладия здесь встречены в поздних пироксенитовых линзах и жилах. Платиноиды в значительном количестве наблюдались в клинопироксенитах, обогащенных биотитом (25).
V. Перилаврентийская ИМП. В пределах складчатого обрамления Лаврентийского щита известны некоторые важные рудные аккумуляции позднегерцинского этапа. В рудном районе Искут (Iskut), Золотой Треугольник с Долиной Десяти Тысяч Дымов, пров. Британская Колумбия, Канада, Au, Ag, Cu оруденение формируется непрерывно с палеозоя до наших дней, благодаря постоянному поступлению летучих (Hg, As, Sb). Там же в пределах рудного поля Брелорн Пайонир золотокварцевые жилы ассоциируют со штоками диоритоидов перми и триаса. На севере Аппалачского пояса в Канаде известно герцинское полифазное олово-вольфрам-висмутовое порфировое месторождение Маунт Плезант (Mount Pleasant). Его залежи локализованы среди грейзенизированных надинтрузивных брекчий (6, с. 120). Для Северной зоны месторождения 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 зоне Fire 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).
В триасе появились крупные эпитермальные скопления серебра Гринс Крик (Greens Creek) 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, 4 млн 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 в китайских Тянь-Шане и Алтае, относящихся к Синцзян-Уйгурскому национальному району. С 1980-х гг. здесь обнаружено более 20 небольших и средних по запасам скоплений подобных руд, часть из которых разрабатывается. Они связаны с телами базитовультрабазитов и крупными региональными разломами. По данным Re-Os датирования, все месторождения оказались сформировавшимися в узкий временной интервал пермского периода между 285 и 275 млн лет назад. Близкие даты получены и SHRIMP разновидностью U-Pb метода для цирконов вмещающих магматитов.
Месторождения Киньэрблар (Qing’erblar), Хоньлинь (Hongling), Калатоньке (Kalatongke), Тулаэрген (Tula’ergen), площадей Бакишикуан (Baquishiquan), Люобей (Luobei), Хуаньшань-Ень’эркуан (Huangshan-Jong’erquan) принадлежат двум генетическим типам, собственно плутоническому, 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 к этапу постколлизионного растяжения, связав их с гипотетическим позднекаменноугольным–раннепермским мантийным плюмом. С базит-ультрабазитовыми магматическими системами и сопровождающими их месторождениями меди и никеля ассоциируют рои даек, возникшие вдоль параллельных региональных разломов. Породы магматических систем и даек фракционированы, что позволяет их считать подводными каналами-фидерами для ныне эродированных покровов базальтов (26).
VII. Енисейско-Оленекская ИМП. В раннем– среднем триасе достиг апогея и завершился процесс становления траппов Восточно-Сибирского плоскогорья, начало которого некоторые исследователи относят к перми, другие – к позднему карбону (27, с. 89). С ними и связывают большинство полезных ископаемых ИМП – колоссальные аккумуляции платинометалльных медно-никелевых руд Норильска (до трети мировых ресурсов никеля), скопления исландского шпата Нижне-Тунгусского (Путоранского) и Ангаро-Вилюйского (Катангского) кальцитоносных районов, скарновые железные руды Нижне-Тунгусского и Ангаро-Илимского бассейнов. В описываемом регионе производные толеитовой (частично оливин-базальтовой) магмы, вероятно, мантийного происхождения (диабазы, габбро-диабазы, габбро, долериты, базальты) заняли около 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 истории вулканизма региона 5 фаз, сформировавших 13 интрузивных комплексов. Все последние, несмотря на определенные отличия, объединяют повышенная железистость и особенно – быстрое нарастание такой железистости в процессе кристаллизационной дифференциации. Так, если в обычном трапповом оливине фаялитового компонента Fe2(SiO4) около 40 %, то в пегматитоподобных жилах его уже до 80 %.
Трапповый вулканизм, как пространственно, так и одновременностью возникновения, совпал с ультраосновным и щелочным магматизмом, но не обнаружил с ним очевидных генетических связей. В. С. Соболев (27, с. 91) считал, что попытки связать траппы, с одной стороны, и кимберлиты и прочие ультрабазиты – с другой, петрографически некорректны. В самом деле, в кимберлитовых оливинах только 10 % фаялитового компонента и уже поэтому содержащие его породы не могут оказаться дифференциатом трапповой магмы. Колоссальные объемы траппового магматизма Восточной Сибири свидетельствуют о региональном плавлении верхней части базальтового слоя, не затронувшем более глубокие горизонты.
О масштабах и развитии траппового и сопутствующего магматизма говорит пример Меймеча-Котуйского района, расположенного на периферии Тунгусской синеклизы (28, с. 88). Над погребенным Котуйским авлакогеном перед толеит-базальтовыми эффузиями сначала накопились толщи мощностью 250–300 м нефели