Металлогеническая модель литосферы Северо-Востока России

А.В. Волков — д.г.-м.н., заведующий лабораторией Геологии рудных месторождений, главный научный сотрудник ИГЕМ РАН.




Введение

Окраинноморская (переходная от континентальной к океанической) литосфера характерна для Тихоокеанского тектономагматического пояса [12].

Важнейшими особенностями этой литосферы на северо-востоке Азии представляются остаточные кратонные террейны (типа Омолонского срединного массива) и обилие погруженных микрократонов, именуемых «блоками пологих дислокаций» (рис. 1) [8].

Размеры и границы этих микрократонов плохо изучены. К их ограничениям и секущим зонам тектономагматической активизации приурочены крупнейшие золотые, серебряные, сурьмяные, ртутные и полиметаллические месторождения (Дукат, Майское, группа Западно-Верхоянских серебряных месторождений и золото-сурьмяные месторождения Адыча-Тарынской зоны и др. (рис. 1).

Естественно, что для изучения минерального богатства территории Северо-Востока России необходимы создание и анализ металлогенической модели на основе общих представлений об эволюции рудообразования от докембрия до позднего фанерозоя.

Металлогеническая эволюция палеоокраиноморской литосферы Северо-Востока России

Ранее было показано [8], что унаследованный от ранних металлогенических эпох характер оруденения обусловлен длительным развитием региона в па леотектонических обстановках, в том числе родственных современным задуговым и междуговым окраинноморским бассейнам с глубоководными (рифтовой природы) впадинами и тр огами и обширными шельфовыми об ластями (погруженными кратонными террейнами).

Рис. 1. Металлогеническая карта Северо-Востока России по [8], модифицирована 

1 — Северо-Азиатский кратон (Сибирская платформа). 2–13 — Верхояно-Чукотская группа террейнов различных геодинамических типов, кроющие комплексы и структурные элементы: 2 — Алазейско-Олойские островодужные и океанические террейны; 3–10 — Колымские супертеррейны и связанные с ними структурные элементы: 3 — краевые и внутренние поднятия, сложенные докембрийскими и палеозойскими породами; 4 — Верхоянская зона коробчатой линейной складчатости; 5 — микрократоны с обнаженным фундаментом (Охотский, Омолонский); 6 — районы пологого залегания пород верхоянского комплекса (погруженные микрократоны по [8]); 7 — структуры обрамления микрократонов; 8 — Иньяли-Дебинская зона изоклинальной коллизионной складчатости; 9 — Анюйская зона коллизионной складчатости; 10–12 — сшивающие и кроющие структуры: 10 — перикратонный прогиб; 11 — регенерированный прогиб; 12 — вулканогенные зоны островодужных террейнов; 13 — фрагмент Эскимосского кратона. 14–16 — Корякско-Камчатская группа террейнов и сшивающих структур: 14 — террейны аккреционной призмы; 15 — Пенжино-Анадырская сшивающая структура; 16 — Олюторско-Камчатский островодужный террейн. 17–20 — Охотско-Чукотский постаккреционный вулканогенный пояс: 17, 18 — внутренняя зона (17 — унаследованная; 18 — новообразованная подзоны); 19 — внешняя зона; 20 — фланги пояса, перекрывшие кратоны. 21 — зоны тектономагматической активизации (ТМА). 22 — рудные месторождения, связанные с зонами ТМА: 1 — Туманное; 3 — Майское; 7 — Эльвинейское; 20 — Нежданинское; 23 — Мало-Тарынское; 29 — Кючус (золото-сульфидных вкрапленных руд); 22 — Сарылах; 26 — Сентачан (золото-сурьмяные); 8 — Двойной; 9 — Купол; 11 — Биркачан; 12 — Кубака; 13 — Дукат; 14 — Гольцовый; 24 — Хакчан; 25 — Заря; 27 — Прогноз (золото-серебряные и серебряные эпитермальные); 4 — Западно-Палянское; 15 — Тамватнейское (ртутные); 2 — Совиное; 19 — Дуэт; 17 — Наталкинское; 18 — Дегдекан (золото-кварцевые); 10 — Песчанка (медно-порфировое); 5 — Валькумей; 6 — Пыркакай; 30 — Чурпунья (касситерит-силикатные). В-З — линия разреза (рис. 3, с. 37). 

Праформации (буквы на рисунке): Fe — железисто-кварцитовая (Fe, Au, TR (редкие земли); Cu-Ni(Pt) — мафит-ультрамафитовая (Ni, Cu, Co, Au, Pt, Te, Cr); Met — уран-многометалльная (U, Ag, Co, Ni, Bi) группа ранних (начальных) стадий рифтогенеза. 

Рудноформационные ряды: sd — нерасчлененный сульфидно-вкрапленных руд; Au-sd — золото-сульфидный (пирит-пирротиновый), доаккреционный; — золото-кварцевый в Иньяли-Дебинском синклинории; Au-sd1 — золото-сульфидный полный (арсенопиритовый, полиметаллический), обычно постаккреционный; Ag-sd — серебро-сульфидный и Sn(Ag) — олово-серебропорфировый; Cu-sd(Mo) — медно-молибден-сульфидный порфировый; Pb-Zn — свинцово-цинковый стратиформный; Ms1 — колчеданный, с меднопорфировыми, полиметаллическими, золото-сульфидными и золото-серебряными месторождениями.

Глубинное сейсмотомографическое просвечивание земных недр показывает, что литосфера окраинноморских регионов характеризуется исключительным своеобразием внутреннего строения (стагнантные выполаживающиеся субдуцированные слэбы, малоглубинные водонасыщенные плюмы и т.д.), что позволяет выделять литосферу окраинноморского типа в качестве вполне самостоятельной разновидности, равнозначной двум другим, так называемым главным типам литосферы — океаническому и континентальному.

В построениях отечественных и за рубежных исследователей [6, 7, 14] мы находим дополнительные подтверждения правомерности выделения именно трех типов литосферы с ведущей ролью окраинноморской, как включающей в себя не только черты континентальной и океанической коры, но и особенный характер сочетания новообразованного и унаследованного оруденения. Специфику металлогении окраинноморской литосферы определяют в значительной мере остаточные кратоны и микрократоны, в т.ч. погруженные под осадочные толщи террейнов пассивных континентальных окраин. В ряде наших работ (см. список литературы) показано, что полихронные месторождения кратонных террейнов и их обрамления крайне разнообразны (рис. 2).

Начальный этап металлогенической эволюции окраиноморской литосферы (ранний докембрий) характеризуется тремя минералого-геохимическими линиями — первичными базовыми рудными формациями (праформациями): наиболее простой железисто-кварцитовой, наиболее сложной уран-многометальной зеленокаменных поясов и отчетливо обособленной в расслоенных базит-ультрабазитовых интрузивах медно-никелевой и платино-хромитовой [5].

В базовую формацию входят такие группы месторождений, в рудах которых наиболее полно представлены минералого-геохимические ассоциации всех сопутствующих месторождений [6]. Месторождения базовых формаций представлены колчеданными, сульфидно-вкрапленными, порфировыми, медно-никелевыми и другими большеобъемными объектами, возглавляющими и определяющими рудноформационные (минералого-геохимические) ряды конкретных регионов. Месторождения базовых формаций по времени образования обычно предшествуют или одновременны месторождениям своего ряда, характеризуются комплексным (нередко стадийно недифференцированным) составом руд и довольно часто служат промежуточным источником рудного вещества для сопутствующих жильных месторождений.

Сопутствующие месторождения обычно относятся к рядовым рудным формациям, несмотря на их нередко конвергентный облик, всегда содержат индикаторные минеральные ассоциации, позволяющие установить их связь с теми или иными базовыми рудными формациями. Например, в рядах, возглавляемых медно-порфировой базовой формацией, сопутствующие рудные формации — полиметаллическая, золотосеребряная, сурьмяно-ртутная. Сопутствующие месторождения следуют после медно-порфировых по степени дифференциации рудообразующего флюида и нередко уменьшения глубины рудоотложения.

Выявление и анализ базовых рудных формаций и связанных с ними рудноформационных рядов позволяет прогнозировать новые глубинные ярусы минерализации в пределах рудных районов или даже конкретных месторождений [4, с. 276]. Так, в районах ранее выявленных эпитермальных месторождений (Au, Ag, Hg, Sb) были открыты крупные золото-сульфидные месторождения вкрапленного типа с упорными рудами (Майское на Чукотке, Донлин Крик на Аляске, Кючус в Якутии, Карлин и др. в Неваде и Аризоне).

В соответствие со схемами палеотектонических обстановок [11] на четырех основных этапах развития мезозоид Северо-Востока (Rf-V; D2-C1; Pz3-Mz1; J3-K1-2, см. рис. 3) рассмотрим эволюцию палеоокраинноморской литосферы региона и сочетание унаследованных (от кратонных террейнов) и вновь образованных металлогенических формационных элементов, в совокупности и определивших столь большое разнообразие и высокий промышленный потенциал региона.

В пределах блоков зрелой докембрийской гранитизированной коры на утоненном крае Сибирской платформы определенное развитие имели железистокварцитовые (Fe) и возможно колчеданные (MS) рудные формации и их сателлиты. При начальном (раннем) рифтогенезе значительное распространение получили слабо дифференцированные сложные группы рудных формаций (Met), сочетающие коровые (области сноса) и мантийные источники рудного вещества (рис. 3, I-I). Почти аналогична металлогения ряда кратонных террейнов и других более глубоко погруженных микроконтинентов на наиболее мощных участках гранитизированной литосферы.

В краевой части Яно-Колымского периконтинентального бассейна развивались рифтогенные прогибы с утоненным, вплоть до его полного разрыва, гранит-метаморфическим фундаментом и базальтоидным магматизмом, характеризующиеся сложными многометальными рудными формациями. Островодужные террейны региона и Корякский периокеанический бассейн характеризуется металлогенией расслоенных интрузий и офиолитовых комплексов (Cu-Ni, Cr, PGE).

Средний палеозойский этап ознаменовался началом накопления мощной существенно терригенной толщи осадков верхоянского комплекса на крайне невыдержанном по мощности гранитнометаморфическом субстрате (рис. 3, II-II). В многочисленных раздвиговых зонах разломов началась также доаккреционная сульфидизация пород, предтеча россыпеобразующего золотокварцевого оруденения. На Омолонском, Охотском и других террейнах и микротеррейнах развивались вулканогенные и вулканогенно-осадочные толщи, несущие субмаринное колчеданное и эпитермальное золотосеребряное оруденение. В рифтах Алазей ской зоны отлагались более глубинные медно-колчеданные руды. В Корякском периокеаническом бассейне превалировала металлогения базит-ультрабазитового типа.

В раннем мезозое (триас-юра), на ряду с мощным накоплением терригенных осадков в рифтогенных зонах (Сугойской, Гижигинской и в ЯноКолымском окраинном бассейне), по периферии Омолонского массива и других погруженных микрократонов формировались преимущественно ряды золотоносных и сереброносных сульфидно-вкрапленных руд (рис. 3, III-III). В качестве их сателлитов возникали метаморфогенные золотокварцевые (малосульфидные) жилы. В чехле микрократонных блоков (Омолонский, Тайгоносский) имело место развитие сложных вулканогенно-плутоногенных рудноформационных рядов — от полиметаллических колчеданных и меднопорфировых до эпитермальных золотосеребряных. Алазейская раздвиговая (межостроводужная) и Кони-Танюрерская островодужная зоны характеризовались широким спектром колчеданных формаций и их сателлитов. Среди рудо концентрирующих разломов, ограничивающих и секущих тектономагматические террейны, наибольшее значение имели, по-видимому, субмеридиональные и северо-западные.

Палеогеодинамическая обстановка и металлогения центральной и северной Чукотки во многом подобна Яно-Колымской. Однако эффект погруженных микрократонов проявлен здесь более широко, а коллизионно-акреционный магматизм оказался почти неразрывно связан с заложением постаккреционного Охотско-Чукотского вулканогенного пояса, что способствовало развитию полных (нередуцированных) рудноформационных рядов с более развитыми золотоносными и особенно ртутоносными членами этих рядов.

Металлогения поздней юры-мела близка современному размещению известных рудных месторождений (рис. 3, IV-IV). К концу юры завершается становление аккреционно-коллизионных рифтов умеренного раскрытия типа Иньяли-Дебинского синклинория, а также формируются, возможно, плюмовой природы Уяндино-Ясачненская вулканическая дуга и ряд поднятий типа Приколымского, Аян-Юряхского, а также Ичувеемского и Куульского (на Чукотке). На участках интенсивного гранитоидного магматизма наряду с золотым (золото-редкометальным) оруденением широко развивалась олововольфрамовая минерализация, в обширных зонах зеленосланцевого метаморфизма продолжали формироваться кварцевые жилы с бедной сульфидной минерализацией. Однако на участках доаккреционной золотоносной сульфидизации эти жилы несли богатое гнездовое оруденение, являясь источниками уникальных золотых ро ссыпей Колымы и Чукотки. Значительные изменения во всю предыдущую металлогеническую динамику внесли такие трансрегиональные постаккреционные образования как Охотско-Чукотский вулканогенный пояс (ОЧВП) и сопровождающие его зоны тектономагматической активизации. Были активизированы доаккреционные рудоконцентрирующие зоны разломов по ограничениям коллажных систем те ррейнов, как в пределах пассивных, так и активных континентальных окраин, а также вдоль границ отдельных кратонных, в т.ч. погруженных, террейнов. Особенно возросла роль «скрытых» су бмеридиональных рудоконцентрирующих зон разломов. В частности, в приохотском регионе вдоль таковой был заложен Балыгычано-Сугойский (Омсукчанский) рифтогенный прогиб с уникальными полиметаллическими, оловосеребряными и золото-серебряными месторождениями.

Рис. 2. Металлогения кратонного террейна (принципиальная модель по [13], модифицирована) 

Во внешней и перивулканической зонах Охотско-Чукотского вулканогенного пояса интенсивно развивались золотоносные зоны тонкой (арсенпирит-пиритовой) сульфидизации, нередко представляющие «корни» эпитермальных золотосеребряных месторождений [9]. В центральной и внутренней зонах Охотско-Чукотского вулканогенного пояса эти «корни» имели колчеданную и порфировую природу. На участках унаследованного (от доаккреционного) рудообразования возникли такие месторождения гиганты как Дукат (Ag, Au), Нежданинское (Au), Наталкинское (Au), Центрально-Чукотская группа (Au, Ag, Sn, W, Hg), в зонах тектономагматической активизации — Западно-Верхоянская группа (Ag, Au) и др. В позднем мелу на юрском аккреционном комплексе сформировалась андезит-риолитовая континентальная вулканическая дуга Охотско-Чукотского вулканогенного пояса с характерным медно (молибден)-порфировым и жильным золотосеребряным (существенно серебряным и даже олово-серебряным) оруденением. Во внутренней зоне развивались, по-видимому, залежи типа куроко и золотосеребряные руды (жильные куроко). В аккреционном комплексе турбидитов были сформированы медно-колчеданные залежи, в ультрабазитах остаточной дуги вероятны медноникелевая и хром-платиновая минерализация и более поздние (палеогеннеогеновые) золотосеребро-теллуридные жилы. В Корякском периокеаническом бассейне формировались типичные рудные формации островодужных террейнов.

Корякско-Камчатский коллаж островодужных, океанических террейнов и флишево-олистостромовых образований изучен весьма слабо и характеризуется перманентным развитием кроющих эоцен-олигоценового Корякско-Западно-Камчатского, олигоцен-четвертичного Центрально-Камчатского и палеоцен-четвертичного Восточно-Камчатского вулканогенных поясов. Последний сопряжен с современным Курило-Камчатским желобом [3]. Вулканогенные пояса ориентированы параллельно друг другу и современной границе континент-океан. Многочисленные эпитермальные месторождения, судя по минеральному составу руд относятся к порфировым (преимущественно медным) и мафит-ультрамафитовым (Cu, Ni, Cr, PGE) рудноформационным рядам.

Обсуждение результатов

На основе рассмотренных выше представлений предлагается металлогеническая модель окраиноморской литосферы (рис. 4). Рудные докембрийские праформации определены в модели по аналогии с месторождениями Омолонского кратонного терейна и с учетом минерализации типичных докембрийских провинций. Унаследованность фанерозойской минерализации от докембрийского оруденения в пределах террейнов пассивной континентальной окраины, особенно в районах погруженных микрократонов проявлена в разной степени.

Гранитизация и флюидизация железистокварцитовых залежей докембрия отражается в кроющих толщах фанерозоя обильной пиритизацией (пирротинизацией), а в терригенных осадках с высоким содержанием мышьяка также и арсенопиритизацией. Золотоносность этих толщ (вкрапленные и жильные руды) связана, по-видимому, с тем, что в железистых кварцитах, как правило, содержания золота на порядки превосходит кларки этого металла в других породах. Именно по этому, по нашему мнению, многокилометровые терригенные толщи Иньяли-Дебинского рифта умеренного раскрытия насыщенны приразломными зонами пирротинизации и золото-кварцевыми жилами метаморфогенного и плутоногенного генезиса. По этой же причине в пределах большинства рудных районов Яно-Колымского золотоносного пояса коллизионный и аккреционный магматизм не сопровождался рудоносностью иного состава (кроме редкометального).

Вместе с тем, в ряде районов Чукотки и Колымы в террейнах этого же типа, но с элементами погруженных микрократонов (районы пологих дислокаций, см. рис. 1) обнаружены разнообразные месторождения базовых (комплексных руд жильновкрапленного типа) и монометальных (оловянных, вольфрамовых, сурьмяных, ртутных) формаций, а также проявлений пятиметальной (U, Bi, Co, Ni, Ag) минерализации, что подробно рассматривалось нами ранее, на примере Майского рудного района [8]. Поэтому, можно предположить, что позднемезозойские рудные формации унаследовано отражают элементы рудоносности начального (раннего) рифтогенеза в гранитизированном докембрийском фундаменте. Широко развитые здесь зоны ТМА позволяют также связывать многометальную рудоносность с плюмовой тектоникой, или, что, вероятно, одно и тоже, с приближением фронта базальтовых магм [10]. Последнее подтверждается широким развитием послерудных (внутрирудных) анезибазальтовых и базальтовых даек.

Металлоносность кроющих постаккреционных структур также связана с особенностями металлогении их основания, что хорошо просматривается при анализе поперечных к ОЧВП профилей (рис. 3). Так фанерозойская рудоносность в пределах погруженного чукотского кратона представлена чрезвычайно широким спектром месторождений (рис. 1). Это позволяет предполагать, что в основании погруженного террейна в тектоно-магматические эпохи фанерозоя были гранитизированы докембрийские толщи с уранмногометальным оруденением. Что же касается Алазейской межостроводужной зоны, то в спектре ее разнообразного оруденения отмечаются также платиноидные проявления. Крупней шее эпитермальное золотосеребряное месторождение Купол в ОЧВП расположено на сочленение погруженного кратона и раннемезозойской межостроводужной зоны, и поэтому его руды также отличаются очень широким спектром геохимических элементов, по сравнению с другими эпитермальными месторождениями [1, 2].

Таким образом, докембрийские рудные формации (праформации), реликты которых в определенной мере изучены в пределах Омолонского кратона, реювенировались в регионе, п о-видимому, как в процессе коллизионных гранитизации и метаморфизма, так и в период позднемезозойской и кайнозойской ТМА.

По существующим представлениям в самом общем виде источники рудных элементов разделяются на коровые и мантийные. Последние всегда гипотетичны, хотя мантийный углеводородный флюид представляется весьма активным агентом выщелачивания рудных элементов из коровых толщ. Вместе с тем, в глубинных ультрабазитовых магмах отчетливо фиксируется гравитационный эффект концентрации тяжелых металлов (золото, платиноиды). Сравнительно изученными являются коровые источники. Многочисленные изотопные исследования рудных минералов и пород с целью конкретизации этих коровых источников подчеркивали всего лишь их локальную (региональную) составляющую. В частности, соотношение изотопов свинца в рудах Омолонского кратона, колымских террейнов пассивной континентальной окраины и Чукотского погруженного кратона различны [7]. Однако в пределах каждого из этих геологических образований изотопные отношения в минералах руд различных формаций близки [7]. Рудноформационный анализ месторождений, таким образом, позволяет более предметно приблизиться к источникам рудных элементов.

Рис. 3. Палеотектонические профили, иллюстрирующие рифейско-раннемезозойскую эволюцию земной коры и металлогении в пределах Северо-Востока Азии (разрезы I-III) и сводный тектоно-металлогенический разрез в крест простирания мезозоид на коллизионной стадии их развития — середина мела (IV) на основе [15]. Линия разреза показана на рис. 1 (с. 33) 

1 — мантия. 2–4 — слои земной коры, соответственно «базальтовый» (2), «гранитный» (3) и «гранитно-метаморфический» (4). 5 — зоны гранитообразования. 6 — осадконакопление: а — грубообломочное; б — тонкообломочное терригенное; в — карбонатное; г — кремнистое; д — олистостромы. 7 — интенсивно дислоцированные осадочные образования и прорывающие их гранитоиды. 8 — базальтоидный магматизм рифтогенных зон. 9 — вулканизм островных дуг: а — смешанного состава; б — преимущественно андезит-риолитового. 10 — вулканические образования Охотско-Чукотского пояса: а — во внешней зоне; б — во внутренней зонах. 11 — местоположение основных вулканических проявлений. 12 — крупнейшие глубинные разломы («краевые швы»). 13 — основные разрывные нарушения. Рудноформационные ряды и праформации см. в подписи к рис. 1 на с. 33.

Рассмотрим в связи с вышеизложенным роль железистокварцитовой, ме дно-никелевой, а также уран-многометальной минералого-геохимических линий в качестве установленных и предполагаемых источников рудного вещества (рис. 4). На рисунке изображена общая модель металлогении для Омолонского кратона, для погруженных чукотских микрократонов (районы пологих дислокаций), а также для Иньяли-Дебинского рифта и Олойско-Алазейской группы океанических и островодужных террейнов.

В пределах Омолонского кратона обнаружены проявления всех этих линий, хотя количественные их соотношения принимаем равными (рис. 4). Влияние этих линий отмечается на погруженном чукотском кратоне (районы пологих дислокаций), особенно уран-многометалльной линии (золото-сульфидные, золото-кварцевые, пятиметальные, оловорудные и ртутные месторождения). Развитие оловянного и золото-кварцевого оруденения тесно связано, по-видимому, с мощными песчанико-сланцевыми толщами триаса, в которых отчетливо высоки кларки относительной концентрации олова и золота.

В пределах Иньяли-Дебинского рифта умеренного раскрытия можно предположить весьма значительное влияние на рудообразование железистых кварцитов в связи с интенсивным развитием зон пирротинизации и пиритизации на участках интенсивной гидротермальной деятельности и сравнительно однообразным золото-кварцевым оруденением. В Алазейской островодужной зоне превалирует влияние уран-многометальной и медноникелевой линий — (золото-сульфидные, медно-порфировые, платинометальные, золотосеребряные, ртутновольфрамовые рудопроявления).

Гранитоиды типа «А» и «А2» распространены в пределах Омолонского кратона и частично в погруженных кратонах чукотского района пологих дислокаций; гранитоиды «I» типа широко развиты в различных террейнах, «S» тип характерен для орогенных структур Иньяли-Дебинского рифта; «M» тип — для Алазейской островодужной зоны.

Тип и состав гранитоидов тесно связаны с особенностями развития террейнов и структурно-формационных зон, что и послужило причиной все еще существующих представлений о металлогенической специализации гранитоидов различного состава. Однако не трудно обнаружить, что металлогеническая специализация как качественно, так и количественно в сущности не коррелирует с гранитоидами.

На рисунке 4 показана роль каждой минералого-геохимической линии в качестве источников рудного вещества.

Рис. 4. Металлогеническая динамика окраинноморской литосферы (Северо-Восток России) 

1–3 — слои земной коры, соответственно «базальтовый» (1), «гранитный» (2) и «гранитно-метаморфический» (3). 4 — зоны гранитообразования. 5 — верхоянский терригенный комплекс. 6 — вулканиты: а — риолит-андезитового состава; б — андезит-дацитового состава. 7 — границы: а — поверхность; б — гранитного слоя. Рудноформационные ряды и праформации (1 — Fe, 2 — Met, 3 — Cu-Ni(Pt)) см. в подписи к рис. 1 на с. 33.

Таким образом, металлогения окраинноморской литосферы определялась сложным сочетанием реювенированного оруденения докембрийского фундамента террейнов разного типа, сульфидизированных зон верхоянского (Pz-J) осадочного комплекса и постмагматических образований в аккреционных (J-K1) и постаккреционных структурах (K1-Cz). С особенностями этих сочетаний тесно связаны интенсивность оруденения в рудных районах и уникальность месторождений.

Благоприятные сочетания могут быть выявлены в результате рудноформационного анализа с использованием геохимической изотопии рудогенных элементов. Влияние (унаследованность) минералого-геохимических линий докембрия очевидна в дои синаккреционных (коллизионных) структурах, а в постаккреционных (кр оющих) структурах это влияние заметно снижается.

Заключение

В результате выполненных исследований была предложена металлогеническая модель окраинноморской литосферы Северо-Востока России, которая определяется сложным сочетанием ремобилизованной и реювенированной минерализации докембрийского фундамента террейнов разного типа, сульфидизированных зон верхоянского (Pz-J) осадочного комплекса и постмагматических образований в аккреционных (J-K1) и постаккреционных структурах (K1-Cz). С особенностями этих сочетаний тесно связана интенсивность минерализации в рудных районах и продуктивнось месторождений. Благоприятные сочетания для формирования уникальных месторождений могут быть выявлены в результате рудноформационного анализа. Влияние (унаследованность) минералого-геохимических линий докембрия очевидна в до- и синаккреционных (коллизионных) структурах; в постаккреционных (кроющих) структурах это влияние заметно снижается.

На основе анализа этой металлогенической модели формирование крупных рудных месторождений в регионе представляются следующим:

1. В кратонных террейнах (Омолонский, Охотский) сохранилось золотоносное докембрийское оруденение железистокварцитового, колчеданного, мафит-ультрамафитового (Cu, Ni, Cr) уран-многометальных рудноформационных рядов. Масштабы этого оруденения не выявлены.
2. В доаккреционный период в процессе накопления толщ верхоянского комплекса в рифтовых зонах и на погруженных микрократонах в приразломных рудоконцентрирующих зонах формировались сульфидные и сульфидно-вкрапленные сингенетичные руды. Степень золотоносности последних была, по-видимому, тесно связана с унаследованной докембрийской минерализацией. На кратонных террейнах отлагались вулканогенные и вулканогенно-осадочные толщи с субмаринными медносвинцово-цинковыми рудами колчеданной и порфировой формаций и их эпитермальными сателлитами.
3. В коллизионно-аккреционный период интенсивно развивались метаморфогенные сульфиднокварцевые жилы, связанные с мощным гранитоидным магматизмом (Au, Sn-W и другие редкометальные) и зеленосланцевым метаморфизмом. Степень золотоносности этих жил также была связана с унаследованностью от доаккреционных золото-сульфидных формаций.
4. В постаккреционный период основная часть медно- и оловосеребро-порфировых месторождений и сопряженных с ними эпитермальных золото-серебряных и полиметаллических месторождений сформировалась в связи с Охотско-Чукотским вулканогенным поясом и сопутствующим ему зонам тектоно-магматической активизации. Вместе с тем, в связи с активизацией доаккреционных рудоконцентрирующих разломов на участках до- и синаккреционного сульфидного (преимущественно пиритового и пирротинового) оруденения сформировались мощные зоны тонкой сульфидной минерализации (арсенопирит, пирит), золотоносность которых также представляется унаследованной. В рудноформационном ряду золото-сульфидной формации Майского типа (Чукот ка) отмечены также золото-ред кометальные, полиметаллические, сурьмяные и ртутные месторождения.
5. Послемеловые КорякскоКамчатские вулканогенные пояса характеризуются широким развитием палеоген-неогеновых эпитермальных золото-серебряных и золото-теллуридных месторождений медно-порфировых и мафит-ультрамафитовых рудноформационных рядов.
6. По мере металлогенической эволюции мезозоид в рудноформационных рядах заметно увеличивалась роль простых (до монометальных — золотых, золотосе ребряных, сурьмяных и ртутных) месторождений.

---

Работа выполнена при финансовой поддержке темы Госзадания ИГЕМ РАН.

1. Белый В.Ф., Сидоров А.А., Волков А.В., Ващилов Ю.Я. Структура и развитие Каемравеемского рудного поля (новый рудный район Чукотки) // Вулканология и сейсмология, 2008. № 3. С. 10–18.
2. Волков А.В., Прокофьев В.Ю., Савва Н.Е., Сидоров А.А., Бянкин М.А., Уютнов К.В., Колова Е.Е. Рудообразование на золотосеребряном месторождении Купол, Северо-восток России (по данным изучения флюидных включений) // Геология рудн. месторождений. 2012. Т. 54. №. 4. С. 350–359.
3. Петренко И.Д. Золото-серебряная формация Камчатки. Петропавловск-Камчатский: Изд-во ВСЕГЕИ. 1999. 116 с.
4. Российский металлогенический словарь. СПб: ВСЕГЕИ, 2003. 450 с.
5. Сидоров А.А. О трех эволюционных линиях рудообразования // Докл. АН. 1995. Т. 344. № 2. С. 219–221.
6. Сидоров А.А. Рудные формации и эволюционноисторический анализ благороднометалльного оруденения. Магадан: ДВО РАН. 1998. 246 с.
7. Сидоров А.А., Волков А.В. О металлогении кратонных террейнов Северо-Востока России // Геология и геофизика. 2006. № 12. С. 1242–1256.
8. Сидоров А.А., Волков А.В., Чехов А.Д., Алексеев В.Ю. О металлогенической роли кратонных террейнов в окраинноморской литосфере (на примере Северо-Востока России) // ДАН. 2010. Т. 430. № 4. С. 523–528.
9. Сидоров А.А., Новожилов Ю.И. Существуют ли «корни» эпитермальных месторождений? // Тезисы докл. Международ. ассоц. по генезису рудных месторож. Тбилиси. 1982. С. 144–145.
10. Сидоров А.А., Чехов А.Д. О трех главных типах литосферы Земли и их металлогенической специализации // ДАН. 2009. Т. 427. № 2. С. 229–232.
11. Чехов А.Д. Тектоническая эволюция Северо-Востока Азии (окраинноморская модель). М.: Науч. мир, 2000. 204 с.
12. Чехов А.Д., Сидоров А.А. О тектонической природе Яно-Колымского золотоносного пояса // ДАН. 2009. Т. 424. № 3. С. 369–373.
13. Щеглов А.Д. Тектоника срединных массивов. М.: Наука, 1976. С. 100–108.
14. Groves D.J., Condie K.C., Goldfarb R.J. et al. Secular changes in global tectonic processes and their influence on the temporal distribution of goldbearing mineral deposits // Economic Geology. 2005. V. 100. Р. 203–224.

Опубликовано в журнале «Золото и технологии», № 1 (67)/март 2025 г.