06.02.2018

Периоды эволюции рудообразования


В течение геологической истории не раз появлялись месторождения новых типов, тогда как образование залежей руд каких-то других типов по каким-либо причинам прекращалось. Месторождения, относящиеся к одной группе, чаще образовывались в одни периоды геологической истории и реже — в другие, при этом разновозрастные образования одного и того же типа различались по ряду признаков. Как явствует из табл. 1, все эти изменения, составляющие суть эволюции процессов рудообразования, происходят не в случайные моменты времени, а связаны с тремя давно известными рубежами между крупными периодами геологической истории. Первый из них повсюду, кроме южных районов Гондваны, приблизительно отвечает границе архея и протерозоя (около 2500 ± 100 млн. лет), а третий приходится на границу протерозоя и палеозоя (около 600 ± 100 млн. лет). Эти рубежи ознаменовались крупными изменениями тектонического режима. Еще один рубеж соответствует границе между ранним и поздним протерозоем (1800 ± 100 млн. лет).

Тектоническая перестройка, связанная со среднепротерозойским рубежом, видимо, выражена значительно менее резко, чем в двух других случаях, и сводится к заложению ряда новых структур, таких, как геосинклиналь Коронейшен. Изменение характера тектонических и магматических процессов, происшедшее на этом рубеже, было рассмотрено Уильямсом, Саттоном, Виноградовым и Тугариновым, Дирнли и Роско. Однако в тот период проявились и важнейшие новые аспекты химического взаимодействия твердой оболочки Земли и ее атмосферы.

На границе архея и протерозоя появились самые ранние из сохранившихся (т. е. слабо деформированных и метаморфизованных) отложений эпиконтинентальных бассейнов. На юге Африки они имеют возраст около 3000 млн. лет, а в остальных районах — 2500 млн. лет. Временная разница, отвечающая началу протерозоя, была названа Клаудом Зулуанским клином, и с ним связаны немногие, но значительные изменения характера рудообразования. Формирование связанных с вулканизмом железорудных месторождений типа Алгома в раннем протерозое сменилось быстрым заполнением бассейнов седиментации железистыми кварцитами типа озера Верхнего. Вместо золото-кварцевых жил, широко распространенных среди зеленокаменных пород, стали накапливаться золото-урановые россыпи в конгломератах. Помимо этого произошло резкое сокращение числа образовывавшихся вулканогенных колчеданных месторождений и, вероятно, полностью прекратились излияния на океаническое дно потоков ультраосновных лав, с которыми связано сульфидно-никелевое оруденение.

Среднепротерозойский рубеж отмечен необычайной интенсификацией процессов накопления железистых кварцитов, которые закончились столь же внезапно, как и начались. В это же время полностью завершилось образование вулканогенных колчеданных месторождений и золотоносных конгломератов. Одновременно начали появляться залежи сульфидных руд цветных металлов в осадочных породах, в том числе первые промышленные месторождения свинца, и жильные залежи урана. Формируются первые крупные тела кимберлитов и карбонатитов, а также крупные расслоенные интрузивы, подобные Садбери и Бушвелдскому комплексу, что свидетельствует о возрастании роли рифтогенеза в развитии постепенно увеличивавшейся по мощности земной коры.

Наступление фанерозоя было отмечено появлением месторождений нового типа — линзообразных залежей хромитовых руд в породах офиолитовых комплексов. Одновременно возобновилось образование золото-кварцевых жил и осадочных месторождений железных руд, а также вулканогенных колчеданных месторождений, в том числе и новых типов: кипрского и Куроко. Фанерозой, кроме того, является периодом формирования многочисленных медно-порфировых месторождений, грейзеновых месторождений олова, скарновых залежей вольфрама и цветных металлов, которые связаны с интрузивами гранодиоритов, свинцовых месторождений в карбонатных породах (типа долины Миссисипи) и, наконец, платформенных вулканогенных залежей руд драгоценных металлов. Бурное развитие биосферы сопровождалось резким ростом количества типов рудных месторождений, имевшим, вероятно, ту же причину — чрезвычайное разнообразие тектонических, петрологических и атмосферных условий, в которые попадали как живые существа, так и металлы.

Закономерности развития рудообразующих процессов в ходе тектонической, петрологической и химической эволюции Земли можно детально проследить, рассматривая четыре крупных этапа геологической истории планеты: архейский, раннепротерозойский, позднепротерозойский и фанерозойский.

Архей (от 3800 до 3000 млн. лет в Южной Африке и от 3800—3000 до 2500 ± 100 млн. лет в остальных районах). В архейских породах локализованы очень крупные коренные месторождения золота, а также меди, никеля цинка, хрома, железа и небольшие залежи руд других металлов. Большинство из них располагаются в пределах поясов зеленокаменных пород, которые смяты в складки, но лишь умеренно метаморфизованы. Эти вулканогенно-осадочные образования легко идентифицируются, и древние вулканические структуры в них легко могут быть реконструированы.

На большинстве архейских кратонов зеленокаменные породы окружают обширные поля гранитогнейсов. Последние настолько интенсивно гомогенизированы в результате деформации, метаморфизма и даже частичного плавления, что невозможно определить, какие породы послужили основой при их образовании: магматические или осадочные. Разумно предположить, что в таких условиях могли уцелеть только самые устойчивые комплексы горных пород и руд. Этим можно объяснить, почему среди гнейсов встречаются лишь кварциты, мраморизованные известняки, магнетитсодержащие кварциты (полосчатые железистые кварциты) и хромитовые руды в анортозитах. Особое значение имеет железорудная серия Исуа в Гренландии, поскольку она располагается среди древнейших на Земле осадочных пород и ассоциируется с амфиболитами, тальковыми и известково-кремнистыми сланцами, которые могли входить в толщу вулканогенных пород от ультраосновного до кислого состава. Такие породы часто встречаются в зеленокаменных поясах, но Уиндли придерживается мнения, что мраморизованные карбонатные породы и ортокварциты являются признаком устойчивых платформенных и шельфовых условий осадконакопления, которые он противопоставляет обстановке отложения зеленокаменных толщ.

Среди железистых кварцитов серии Исуа кое-где сохраняются меденосные сульфидные фации. Такую же картину мы наблюдали и на более молодом сильно метаморфизованном архейском месторождении Пикви — Селеби, где тела никелевых руд залегают среди амфиболитов. В целом же эти древние гнейсы удивительно бедны полезными ископаемыми, особенно сульфидными рудами, и это покажется странным, если учесть, что какая-то часть их первоначально представляла собой вулканогенные породы. Долгое время бытовало мнение, что сильные деформации и метаморфизм этих пород не оставили и следа от более ранних рудных скоплений, но утверждать это со всей определенностью нельзя. Дело в том, что в более молодых подвижных зонах есть прекрасные примеры залежей сульфидных руд, переживших интенсивный метаморфизм и даже частичное плавление. Они сохранились, хотя руды и мигрировали (в результате выдавливания?) в толще гнейсов вдоль крутых структур. Брокен-Хилл в Новом Южном Уэльсе является еще одним примером крупного месторождения, залегающего среди пород гранулитовой фации метаморфизма, но в этом случае метаморфизм, охвативший породы, не уничтожил элементов их первичной структуры. Существует некоторая вероятность, что руды могли рассеиваться при интенсивном механическом воздействии на них в условиях высоких температур. He утверждая ничего окончательно, можно предположить, что в породах, послуживших исходными при образовании древних гнейсовых комплексов, сульфидная минерализация действительно была необычайной редкостью или по крайней мере была несопоставима по разнообразию типов, качеству руд и запасам с минеральными месторождениями зеленокаменных поясов. Насколько известно, зеленокаменные вулканогенные породы и связанное с ними оруденение впервые в истории планеты появляются именно в наблюдаемых ныне зеленокаменных поясах.

Повсюду в мире в их пределах встречаются разнообразные и многочисленные типы оруденения, и это еще раз убедительно демонстрирует роль вулканических процессов в образовании скоплений серы и металлов. С вулканизмом связаны даже железорудные залежи типа Алгома и небольшие баритовые месторождения. Мощные толщи обломочных пород оказываются совершенно безрудными, если не являются частью какого-либо вулканического сооружения. Среди всех типов руд наибольшим распространением пользуются сульфидно-никелевые в коматиитах и вулканогенные колчеданные. Ho и золотое оруденение также связано с зеленокаменными породами архея либо прямо, как в случае золото-кварцевых и золото-сульфидных месторождений, либо косвенно, т. е. через размыв древних золотосодержащих зеленокаменных пород, с последующим отложением золота в прогибе Витватерсранд и других подобных же эпиконтинентальных бассейнах раннепротерозойского возраста.

В основании разрезов зеленокаменных комплексов часто встречаются потоки коматиитовых лав. Во время излияний лавы, вероятно, имели очень высокую температуру, что вполне согласуется с относительным обилием этих образований в разрезе архея. Независимо от того, являлись ли они продуктом одно- или двухстадийного плавления, их появление означает, что породы мантии даже на относительно небольших глубинах были сильно разогреты, а в районах их извержений существовал повышенный тепловой поток.

При образовании никелевых месторождений типа Камбалда чрезвычайное значение имело распределение серы в магматическом очаге. Залежи руд такого типа известны в Австралии и Канаде, но в горах Барбертон их нет, несмотря на то что в этом районе оливин в породах содержит 0,51% NiO. В этом случае либо магматический очаг был беден серой, либо она по какой-то причине не поступала на поверхность. Судя по низким содержаниям серы в зеленокаменных породах гор Барбертон, более вероятной причиной следует считать отсутствие серы в глубинном очаге. Породы в основании разреза системы Барбертон на 500 млн. лет древнее, чем породы зеленокаменных поясов Камбалда и Канадского. Возможно, что в течение какого-то непродолжительного периода времени изменение теплового потока сделало возможным образование очагов коматиитовых магм на тех уровнях в мантии, которые располагались выше областей концентрации серы, и поэтому здесь не возникло ни одного месторождения никеля. Может быть, мантийный очаг оказался беден серой просто в силу неравномерности ее распределения. С андезитами Барбертон, залегающими выше по разрезу, также не связано крупных вулканогенных колчеданных месторождений.

Стратиграфически выше обогащенных магнием пород в большинстве зеленокаменных поясов залегают толеитовые или субщелочные базальты, среди которых встречаются осадочные образования, в том числе прослои железных руд. Эти породы входят в состав последовательно-дифференцированных базальт-андезит-риолитовых (или риодацитовых) формаций, причем мощность пачек, отвечающих отдельным циклам вулканизма, на порядок или два меньше, чем мощность всей зеленокаменной толщи. Ясно, что для образования таких формаций было необходимо, чтобы дифференциация магмы происходила в верхней части очага. В Канаде, в провинциях озера Верхнего и Большого Невольничьего озера, среди подобных зеленокаменных пород локализованы необыкновенно многочисленные и разнообразные вулканогенные медно-цинково-колчеданные и золото-кварцевые жильные месторождения, а также залежи железистых кварцитов типа Алгома. В Африке, в Индии и в районе Йилгарн, на западе Австралии, в таких же породах известны месторождения золота и железа, но вулканогенные колчеданные месторождения там еще не обнаружены.

Самые древние породы архейских зеленокаменных поясов обычно имеют наиболее основной состав, и если в пределах какого-либо пояса встречаются никелевые месторождения, то связаны они именно с этими образованиями. Стратиграфически выше доминируют базальты, среди которых изредка встречаются андезито-базальты. Доля последних вверх по разрезу постепенно нарастает, и среди них появляются потоки и пузыреобразные купола риолитов и обломочные породы кислого состава, которые в разрезе формации чередуются с преобладающими андезито-базальтами. Небольшие сульфидные залежи обычно приурочены к некрупным риолитовым телам. Вверх по разрезу, т. е. по мере завершения цикла вулканизма, все большую роль начинают играть риолиты, а крупные рудные тела образуются после извержения последних порций риолитовой магмы, во время длительного периода относительного затишья вулканической деятельности. Эта история формирования типичного архейского вулкана уже неоднократно подробно рассматривалась. Такая же последовательность событий выдерживалась и при образовании вулканов архейского типа всего 1800 млн. лет назад. Все явления, о которых говорилось выше, происходили в подводных условиях. О глубинах архейского океана на ранних стадиях развития вулканизма судить трудно, но очень вероятно, что они не превышали 3000—6000 м, т. е. были меньше мощности вулканогенной толщи, соответствовавшей одному крупному вулканическому циклу. Иными словами, по мере накопления вулканитов происходило прогибание коры. Радиологическими методами установлено, что складчатость либо сопровождала вулканические процессы, либо следовала сразу за их завершением. Геологическая структура архейских зеленокаменных поясов столь же специфична, как и слагающий их комплекс пород. Все колчеданные месторождения архейского возраста сильно деформированы. Возможно, в этом заключается одна из причин широкого распространения золото-кварцевых жил в базальтах зеленокаменных поясов.

Первые проявления вулканизма, для которых были характерны излияния ультрабазитов, вероятнее всего, инициировались образованием какого-либо разлома в сравнительно тонкой коре Земли. Вдоль него создавалась зона повышенного теплового потока и происходило частичное плавление вещества верхней мантии с образованием базальтовых лав. Если этот процесс не прекращался, то со временем сами породы базальтовой коры претерпевали частичное плавление, и генерировались магмы андезитового и риолитового состава, которые содержали цинк, медь и серу, т. е. главные рудные компоненты самых древних рудных месторождений. Присутствие цинка, равно как и субщелочной состав пород, рассматривают как признак переработки базальтовых пород коры. Об этом можно судить по низким содержаниям этого металла в рудах месторождений кипрского типа, которые располагаются в офиолитах фанерозоя и соответствуют первой стадии накопления колчеданных руд.

В зависимости от объема образовывавшихся андезитовых и риолитовых магм должно было происходить некоторое горизонтальное смещение участков базальтовой коры в направлении уже упоминавшейся зоны плавления. Такие движения могли происходить по обе ее стороны, как в модели Хатчинсона, или преимущественно с одной стороны; перемещения совершались по принципу дрейфа литосферных плит, только они были кратковременными и в них участвовали тонкие и «мягкие» архейские «плиты». Тарни и др. описали среди меловых отложений Чили породы, которые отчасти можно рассматривать как аналоги зеленокаменных архейских толщ. Они накапливались в бассейне окраинного моря, позади дуги вулканических островов, где происходили извержения андезитовой магмы. Однако до сих пор в архейских породах не установлено столь характерных для окраин разрастающихся плит колчеданных месторождений кипрского типа, линзовидных залежей руд хрома (возможно, за исключением Селукве) и самих офиолитов. Хотя, конечно же, сами механизмы разрастания плит более «податливой» архейской коры могли быть существенно иными, чем в более поздние эпохи.

Остается неясной и позиция зеленокаменных поясов относительно континентальных окраин. Если образование бассейнов окраинных морей действительно являлось механизмом разрастания плит, то этот процесс в архее должен был происходить быстрее, чем когда бы то ни было в последующей геологической истории, а затем с установлением протерозойского тектонического режима он должен был резко замедлиться. В этом случае локальные тектонические области, такие, как провинция Джером в Аризоне, где встречаются колчеданные месторождения архейского типа возрастом 1800 млн. лет, возникли вследствие непрерывного, но постепенно замедлявшегося процесса разрастания окраин континентов. Последние вслед за тем длительное время сохранялись в неизменном виде, а вокруг них располагались огромные раннепротерозойские бассейны.

Повсюду в мире архейские комплексы представлены преимущественно салическими магматическими породами, отчасти первично вулканогенными. Причина этого заключалась в быстром переносе энергии из мантии Земли к ее поверхности. По мере нарастания и стабилизации коры высокий тепловой поток сохранялся только в пределах мобильных поясов (например, Лимпопо), между кратонами, и происходило общее ослабление вулканической активности.

Ранний протерозой (от 3000 до 1800 ±100 млн. лет в Южной Африке и от 2500 ± 100 до 1800 ± 100 млн. лет в остальных районах). Стабилизация континентальных плит на месте нынешней Южной Африки началась, когда повсюду в мире еще продолжалось формирование зеленокаменных поясов. Более 3000 млн. лет назад в южной части Трансвааля образовались бассейны, в которых происходили излияния миндалекаменных базальтов и накапливались хемогенные осадки, в том числе карбонатные и железосодержащие, а также соответствующие обломочные породы. В бассейне Понгола эти породы через 400—500 млн. лет оказались захоронены под колоссальной толщей обломочных пород и вулканитов систем Доминион, Витватерсранд, Вентерсдорп и Трансвааль. Они составляют Зулуанский клин, как его назвал Клауд, и свидетельствуют о смене глобальных тектонических и петрологических условий, а по своей литологии и мощности являются уникальными. Кроме того, с конгломератами Витватерсранд связаны крупнейшие месторождения золота и урановых руд.

Судя по огромным мощностям мелководных обломочных пород, заполнявших бассейны, их дно испытывало медленное, но очень продолжительное прогибание. Это означает, что под прогибами либо происходил вынос вещества из мантии или нижней коры, либо наблюдалась контракция, вызванная фазовыми переходами и остыванием пород. (В современных океанах остывание пород за пределами срединно-океанических хребтов, вероятно, определяет рельеф их дна.)

Химические особенности пород Зулуанского клина и отложений других раннепротерозойских прогибов того же типа представляют собой важный источник сведений о процессах рудоотложения. Зелено-серая окраска всех обломочных пород этой толщи (красноцветы здесь не встречаются) наряду с обилием обломков уранинита и пирита и неокисленного углерода в различной форме являются доказательством низкого содержания кислорода в атмосфере и гидросфере в момент осадконакопления. Эти факты уже давно считаются признаком восстановительного состава атмосферы в раннем докембрии. На самом же деле образование железистых кварцитов в архейском океане происходило при связывании кислородом мигрировавшего иона Fe2+. Кроме того, в отложениях того же возраста, например в системе Свазиленд, встречаются слои барита. Перри и др., однако, показали, что в барите величина b34S только на 2,5% выше, чем в одновозрастных сульфидах, встречающихся в хемогенно-осадочных породах. Они считали, что появление барита, вероятно, является результатом возникновения в некоторых локальных районах архейского океана окислительных условий, обусловленных деятельностью фотосинтезирующих организмов. В настоящее время считают, что жизнь на Земле зародилась по крайней мере в момент накопления самых древних пород блока Пилбара в Австралии. Поэтому совершенно прав Клауд, отстаивающий мнение, что фотосинтез местами начался намного более 3000 млн. лет назад, а возможно, даже одновременно с отложением самых древних железистых кварцитов. Однако лишь в начале среднего протерозоя, когда начинается лавинообразный процесс осаждения окислов железа, по-настоящему ощущается определяющее влияние фотосинтезирующих организмов на химические условия земной поверхности.

Ронов подсчитал, что железистые кварциты типа озера Верхнего составляют до 15% и более от общего объема осадочных пород нижнего протерозоя. Вопрос об источнике железа при их накоплении весьма оживленно обсуждается, особенно после того, как Джеймс высказал гипотезу об осадочном генезисе этих руд. Возможно, что в восстановительных условиях насыщенной углекислотой атмосферы железо, входившее в состав силикатов, могло в результате эрозии сноситься в океан и накапливаться там. Ho если бы этот источник железа был единственным, то повсюду наряду с железистыми кварцитами должны были бы встречаться мощные накопления прочих продуктов выветривания, особенно глиноземистого материала, однако они, по существу, отсутствуют.

Другим возможным источником восстановленного железа (и серы) в позднеархейское и раннепротерозойское время является активный вулканизм. Все возраставшее со временем поступление железа в океан, возможно, контролировалось как выветриванием, так и вулканическими процессами. Железо, а также вулканическая сера затем могли попадать в такие области, где происходило накопление кислорода, вырабатывавшегося прокариотными фотосинтезирующими организмами. К тому моменту в раннем протерозое, когда появились обширные мелководные морские бассейны, эти прокариоты, претерпев значительную эволюцию, породили обильный и разнообразный органический мир, среди прочих представителей которого были и колонии строматолитов. Ho по мере затухания вулканических процессов до тех пор возобновлявшийся запас восстановленного железа и серы стал быстро иссякать, и в результате осаждение железистых кварцитов, достигнув пика 2200—2000 млн. лет назад, стало сокращаться столь же резко, как раньше возрастало, и, по существу, завершилось 1800 млн. лет назад. На это же время приходится прекращение образования крупных колчеданных месторождений, по крайней мере в Северной Америке, а поскольку осаждение железа контролировалось реакциями, протекавшими на мелководье, то это прекращение было практически глобальным. В результате уменьшения содержания серы п железа, которые связывали избыточный кислород, прокариотные организмы оказались в непривычных и очень неблагоприятных условиях. Новые условия среды способствовали ускоренному развитию тех мутантов, которые были способны вырабатывать ферменты, облегчавшие обмен веществ с использованием свободного кислорода. В конце концов они породили эукариотные организмы, способные быстрее реагировать на изменение условий. Маргулис рассматривал этот переход от прокариотных организмов к эукариотным как величайший скачок в эволюции биосферы. Добавим, что он повлек за собой значительные изменения в поведении серы и ассоциирующихся с ней металлов.

Влияние свободного кислорода на химические условия земной поверхности возрастало постепенно, но было необратимым. Когда началось его поступление в атмосферу, железо на поверхности Земли было окислено, а восстановительные условия сохранялись лишь в небольших впадинах, где ограниченная аэрация вод поддерживала низкий уровень содержания кислорода. Если ранее в океане господствовали восстановительные условия, и лишь кое-где образовывались кислородсодержащие воды, то теперь ситуация изменилась коренным образом: океанические воды были насыщены кислородом и лишь местами создавались восстановительные условия. Это немедленно сказалось и на характере хемогенно-осадочных процессов, и одним из следствий происшедших изменений было появление новых типов сульфидных руд металлов. К последним относятся, например, первые на Земле крупные стратиформные залежи сульфидных руд цветных металлов в осадочных породах, в том числе таких, где свинец был главным рудным компонентом. Одновременно в больших масштабах началось растворение и перенос соединений урана, который частично отлагался на континентах, ниже уровня эрозии, в виде жильных тел высококачественных руд. Прекратилось накопление золота в близповерхностных условиях, в том числе в конгломератах морского происхождения, поскольку комплексные соединения золота в окислительных условиях при низких значениях pH растворимы в хлоридных растворах.

Крупные скопления руд новых типов образовались одновременно с внезапным появлением множества эвапоритовых пластов и гематитового цемента в красноцветных породах. В осадочных процессах возросла роль карбонатонакопления. Все эти преобразования в ходе породо- и рудообразующих процессов в среднем протерозое произошли в течение 200 млн. лет. Конечно, они были вызваны прежде всего изменением степени окисленности серы и железа в океане, которая в свою очередь определялась химическим состоянием углерода, а в конечном счете — развитием биосферы. И все же первым толчком, приведшим в действие всю эту цепь взаимообусловленных событий, была смена тектонического режима. Именно тектонический фактор был ответствен за постепенное затухание вулканических извержений, сокращение выброса веществ-восстановителей из недр планеты на ее поверхность и за образование в пределах континентов или на их окраинах устойчивых мелководных или шельфовых областей, где фотосинтезирующие организм и могли процветать и размножаться, пока не исчезли привычные для них бескислородные условия.

Поздний протерозой (от 1800 ± 100 млн. лет до 600 ± 100 млн. лет). Появление новых типов месторождений в позднепротерозойское время было связано с изменением химизма рудообразующих процессов. В ходе осадконакопления в громадных эпиконтинентальных бассейнах создавались условия, благоприятствовавшие отложению руд цветных металлов, в то время как накопление железа резко сократилось. Основными компонентами руд были свинец и медь, которые концентрировались порознь. Цинк чаще встречался в ассоциации со свинцом и реже — с медью, т. е. ситуация была противоположна той, которая типична для гидротермальных месторождений. Почему началось накопление металлов, имевших «глубинный» источник? Связано ли это с рифтогенезом или, может быть, объясняется эрозией архейских кратонов в условиях окислительной атмосферы?

Огромные удлиненные медленно прогибавшиеся бассейны, которые прекрасно сохранились до наших дней, были очень характерны для позднепротерозойского этапа. Ho по мере того, как кратоны становились все более хрупкими, в их пределах образовывались многочисленные разломы глубинного заложения, обеспечивавшие перенос к поверхности тепла и вещества мантии. Переход от «сверхмобильных» архейских механизмов образования коры к рифтообразованию на кратонах довольно рано произошел в Африке, где 2500 млн. лет назад сформировалась Великая Дайка. В других регионах мира многочисленные дайки пород основного состава имеют возраст около 2000 млн. лет. Заметным явлением в это время стали щелочные комплексы, в том числе первые карбонатиты. Так, комплекс Палабора имеет возраст 2000 млн. лет, а некоторые канадские карбонатиты — 1750—1650 млн. лет. Большинство кимберлитов образовались в мезозойское и третичное время, но самые ранние из них являются раннепротерозойскими, а некоторые аллювиальные россыпи алмазов еще древнее. Комплексы Бушвелдский и Садбери имеют возраст соответственно 2000 и 1840 млн. лет, и имеются веские аргументы в пользу того, что они образовались при столкновениях Земли с другими небесными телами. Еще одним выражением дифференциации вещества мантии и образования в позднем протерозое крупных разломов служит появление в это время (1700-1100 млн. лет назад) многочисленных титаноносных анортозитовых массивов и расслоенных интрузивов.

Породы необычных мобильных поясов, таких, как Лимпопо, Дамара и Гренвилл, видимо, лишь кое-где содержали скопления руд, создавшиеся во время интенсивного метаморфизма, хотя существовавший в этих районах тепловой поток мог вызывать переотложение рассеянной минерализации в виде тел высококачественных руд. Такие пояса рассматриваются либо как рифты, либо как шовные зовы, образовавшиеся при столкновениях кратонов. Шеклтон указал, что в пределах пояса Лимпопо прослеживаются пересекаемые им более древние линейные структуры. Иными словами, этот пояс наложен на древние структуры, но не смещает их. В районе Окип (ЮАР) в сильнометаморфизованных породах мобильного пояса Намаква — Натал (их возраст оценивается в 1400 млн. лет) медная минерализация, ассоциирующаяся с породами основного состава, переотлагается в пределах секущих крутопадающих структур. Некоторые из них связаны с мегабрекчиями, в которых встречаются огромные обломки пород верхних частей разреза. Ломбард и Шрёдер сделали вывод, что до сжатия в пределах этого пояса господствовал рифтовый режим растяжения. Это наблюдение может быть очень важным для восстановления истории формирования мобильных поясов. Значительно позднее в результате нового этапа рифтогенеза произошла активизация тектонических движений в пределах этих африканских поясов. При этом в районе Мессина, в Трансваале, возобновились магматические процессы и сформировалась гидротермальная минерализация.

События, о которых говорилось выше, по времени приблизительно совпадают с определенным этапом эволюции мантии, недавно установленным на основе изотопных данных. Изучая отношение Rb/Sr в толеитах океанических островов и срединно-океанических хребтов, Брукс и др. установили, что повсюду в мире эти породы имеют возраст 1600 ± 200 млн. лет. Возможно, в это время произошел какой-то крупный сдвиг в эволюции мантии Земли. Очень близкие значения возраста океанических пород (1800 ± 100 млн. лет) получены на основе исследований изотопного состава свинца. Такое совпадение представляется чрезвычайно важным, поскольку оно свидетельствует, что изохроны не являются результатом случайного смешения вещества, а действительно отражают какое-то крупное геологическое событие. Брукс и др. выдвинули предположение, что таким событием 2000—1500 млн. лет назад могло быть образование астеносферы. Вынос свинца из мантии в земную кору в это время мог быть связан с формированием щелочных пород. Красные калиевые граниты протерозойского возраста резко контрастируют с серыми натровыми гранитами архея. Стратиформные свинцовые месторождения в осадочных породах приобретают в этой связи особое значение, поскольку они являются древнейшими на Земле месторождениями, где этот металл является главным компонентом руд, и поскольку они вообще, видимо, имеют более тесную, чем другие стратиформные месторождения, пространственную связь с вулканизмом. На месторождении Салливан, например, отчетливо устанавливается корневая зона гидротермально-измененных пород, которая может быть связана с близкорасположенной зоной разлома. Дополнительными примерами подобного рода могут служить месторождения Маунт-Айза и Мак-Артур-Ривер, где среди осадочных пород встречаются туфы, а также месторождение Брокен-Хилл, рудовмещающие породы которого (в том числе и железистые кварциты) могли отчасти иметь вулканогенное происхождение.

Если не учитывать наличия меди на месторождении Маунт-Айза, появление этого нового типа свинцовых руд порождает ряд общих вопросов, на которые пока трудно дать ответ. Являлось ли отделение свинца от цинка и меди следствием избирательного выноса соединений этих металлов из источника рудного вещества или результатом избирательного осаждения их в пределах рудных тел? Было ли первое появление свинцовых месторождений в среднепротерозойское время связано с изменением химических условий на поверхности Земли, например с образованием карбонатных пород, с которыми ассоциируется оруденение? Или, может быть, оно является результатом новой сегрегации вещества мантии, которая была вызвана перераспределением теплового потока? На протяжении всей последующей геологической истории свинец ассоциировался с карбонатными породами. Это имеет место на месторождениях долины Миссисипи, подобную же картину мы наблюдаем и в карбонатных породах, прорванных медно-порфировыми системами. Ho свинец присутствует и в салических магматических породах, особенно содержащих калиевые полевые шпаты, и этот металл мог выноситься при их выветривании. Кстати, Энгел и др. показали, что в среднепротерозойское время резко усилилась роль кварцевых монцонитов по сравнению с кварцевыми диоритами. Свинец вновь стал главным компонентом руд лишь в фанерозое, когда в пределах островных дуг широкое распространение вновь получили вулканогенные колчеданные месторождения. Любопытно, что после интенсивного накопления преимущественно свинцовых руд в среднем протерозое (1700—1500 млн. лет назад) в позднепротерозойское время этот металл играл уже в рудах более скромную роль и ассоциировался с цинком и медью. Хотя такое изменение в поведении свинца отмечено уже давно, но до сих пор его причина до конца не ясна. Соблазнительной кажется возможность связать его с эволюцией химических условий на поверхности Земли, где происходило отделение, перенос и отложение этого металла. Ho ведь в среднепротерозойских рифтах, где нет карбонатных пород, встречаются древние стратифицированные свинцовые месторождения, например Салливан.

В последнее время большое внимание уделяется изучению мантийных струй, или горячих точек, которые обеспечивают вынос тепловой энергии из мантии на поверхность и ответственны за образование рифтов и последующий раскол континентов. Главным образом они привлекаются для объяснения раскола Пангеи, однако Соукинс недавно составил краткую сводку материалов о рифтогенезе и сопутствующих магматических и рудообразующих процессах, достигших максимального развития 1200—1000 млн. лет назад. Например, необычное медноколчеданное месторождение Дактаун в штате Теннесси, которое локализовано среди пород группы Окои, выполняющих авлакоген, вполне могло образоваться в результате гидротермальной деятельности в рифтовой зоне.

В меднорудном районе штата Мичиган мы встречаем классические примеры крупных месторождений, тесно ассоциирующихся с платобазальтами, излияния которых контролировались рифтовыми зонами в пределах устойчивых платформ. Таким образом, при образовании месторождения Уайт-Пайн источник меди находился от него на расстоянии всего несколько десятков миль и располагался на несколько сотен метров ниже по разрезу. Этот пример подтверждает предположение Соукинса, что аналогичные месторождения Медного пояса Африки также контролировались рифтовыми зонами, хотя проблема источника меди в этом районе несколько сложнее.

Действительно, образование сульфидных медных руд в сланцах и песчаниках, которые отлагались в обширных мелководных бассейнах, возможно приуроченных к рифтам, началось около 1900 млн. лет назад накоплением руд месторождения Удокан. Однако большинство остальных месторождений этого типа возникли 1000 млн. лет назад, в течение именно тех 100 млн. лет, когда в Африке, Австралии и Северной Америке процессы рифтогенеза были наиболее активны. Роуленде составил схему корреляции слоев, в которых залегают эти месторождения. Он основывался на наличии двух позднепротерозойских эпох оледенения и совмещении прогибов, выполненных морскими осадками, при реконструкциях положения континентов в пределах прото-Гондваны.

Все эти стратиформные медные месторождения сформировались на мелководье, в условиях аридного климата. Во всех случаях среди рудовмещающих пород встречаются залежи галита и ангидрита, глины с трещинами усыхания, скопления принесенного ветром песка и слои красноцветных пород. Бассейны осадконакопления испытывали медленное прогибание, продолжавшееся сотни миллионов лет и компенсировавшееся поступлением обломочного материала с континентов, для которых были характерны низкие формы рельефа. Выдержанность условий седиментации наряду с постепенным прогибанием дна обеспечивали благоприятные условия для накопления сульфидных руд меди и кобальта в течение всей истории существования прогибов, а не только в момент накопления меденосных пород. Поэтому более вероятной причиной строгой приуроченности руд к сравнительно маломощным стратиграфическим горизонтам является периодичность поступления меди, в то время как благоприятные для ее осаждения условия существовали постоянно. Такая периодичность может иметь причиной неравномерность развития вулканической и гидротермальной деятельности в рифтовых зонах, вблизи границ бассейнов.

Процессы гравитационного оползания и деформирования пород в конце периода осадконакопления, видимо, являлись отличительной особенностью Медного пояса Африки, где зоны брекчий и разломы определили размещение рудных столбов на месторождениях Шинколобве и Кипуши. Источник урана и цветных металлов здесь не установлен, но скорее всего рудные залежи возникли в результате переотложения рудных компонентов пластовых залежей.

Если образование таких урановых месторождений, как Шинколобве, 600—700 млн. лет назад было редкостью, то время, соответствующее средне-протерозойскому рубежу, является важным этапом образования жильных месторождений высококачественных урановых руд. Однако размещение этих месторождений лишь косвенным образом зависит от тектонического фактора, поскольку при их формировании содержание свободного кислорода в атмосфере играло большую роль, чем тектонические причины, обеспечивавшие вынос урана. Довольно строгая приуроченность месторождений этого типа к древним поверхностям эрозии, существовавшим 1500—1700 млн. лет назад, является самым надежным доказательством происшедшего примерно в это время резкого увеличения содержания свободного кислорода в атмосфере. После того как уран вошел в состав растворимых соединений, большая его часть была снесена в океан, и более поздние месторождения, приуроченные к зонам несогласий, оказались меньше по запасам и беднее по качеству руд.

Период от 900 до 600 млн. лет назад был не очень продуктивен с точки зрения появления новых типов месторождений. Приблизительно 600 млн. лет назад продолжительное вялое заполнение обширных мелководных и шельфовых прогибов глинами и доломитами сменилось погружением континентов, которое, возможно, было обусловлено воздыманием океанических хребтов. Началось бурное развитие живых организмов, которые стали приспосабливаться к новым изменяющимся условиям среды, вскоре став ее неотъемлемой частью. С началом таконско-каледонского орогенического цикла устанавливается фанерозойский тектонический режим с характерными для него перемещениями литосферных плит. Разнообразие рудообразующих процессов достигает в этот период беспрецедентного уровня, а их интенсивность становится максимальной к концу палеозоя.

Фанерозой (от 600 ± 100 млн. лет до настоящего времени). Большая часть минеральных месторождений фанерозойского возраста сосредоточена в крупных орогенных поясах. Кроме того, как явствует из наблюдений за современной сейсмической и вулканической активностью, месторождения мезозойского и третичного возраста и соответствующие им пояса приурочены к границам литосферных плит. Вероятно, подобным же образом дело обстояло и в конце палеозоя, если, конечно, сделать поправку на последовавшее за тем перемещение континентов и наложение более поздних этапов складчатости. Установление протерозойских зон субдукции затруднено из-за изменения длины окружности Земли и продолжительных фанерозойских эпох складчатости. Это необходимо учитывать при сопоставлении палеозойских рудных месторождений с позднепротерозойскими. О расколе протерозойского суперконтинента нам известно намного меньше, чем о подобных же, но более поздних событиях. Ho именно в результате этого раскола создались условия для образования сульфидных месторождений в толщах шельфовых осадков, как это произошло, например, 1000 млн. лет назад в районе Дактауна, штат Теннесси. Некоторые из древнейших линзообразных залежей хромитовых руд и колчеданных месторождений кипрского типа, известные в каледонских складчатых поясах, образовались на разраставшихся окраинах литосферных плит при раскрытии прото-Атлантики, а затем в результате надвигания при образовании континента Лаврентия были перемещены в свою нынешнюю позицию. Наряду с вмещающими их сильно деформированными офиолитовыми породами эти месторождения являются важным признаком появления в палеозойское время нового тектонического режима.

Об этом же свидетельствует и накопление месторождений иных классов. В позднем протерозое, т. е. менее 1800 млн. лет назад, вулканогенные колчеданные и медно-порфировые месторождения возникали редко, имели ограниченные масштабы и не образовывали значительных скоплений. Однако, начиная с таксонско-каледонской эпохи складчатости, для большинства поясов деформированных вулканогенных пород, слагающих ядерную часть фанерозойских горных систем, классические колчеданные месторождения становятся обычными. Вблизи континентальных окраин возобновилось даже образование золото-кварцевых жил, которое сопровождало процессы субдукции и связанное с ними быстрое деформирование пород при умеренных температурах. Эти месторождения локализованы среди черных сланцев, указывающих на существование восстановительных условий осадконакопления вблизи вулканических центров. В герцинское время в Европе вновь приобретают широкое развитие процессы образования месторождений урана. Возобновляется накопление железных руд, но образуются уже не железистые кварциты, а железняки типа Клинтон. Глобальное повышение уровня океана, которое имело место в начале палеозойской эры и, вероятно, было обусловлено ростом срединно-океанических хребтов, привело к возникновению в центре Северной Америки крупных морских бассейнов, где происходило накопление карбонатных пород и формировались месторождения типа долины Миссисипи. Однако наиболее значительным явлением стали месторождения цветных и драгоценных металлов, связанные с батолитами кварцевых монцонитов и гранодиоритов и субвулканическими телами. Речь идет, в частности, о медно-порфировых месторождениях — важнейших источниках руд серебра, молибдена, цветных и других металлов. Так же как и эффузивы андезит-риолитовых формаций, вмещающие вулканогенные колчеданные месторождения, кварцевые монцониты и гранодиориты являлись результатом повторной переработки пород океанической коры в зонах субдукции.

В Северной Америке в Аппалачах Гейблманом установлена зональность в распределении рудных месторождений, которую с позиции тектоники плит объяснил Стронг. В северных и западных районах Аппалачей медно-порфировые месторождения залегают среди пород кембрия и ордовика. Оруденение локализовано в небольших телах кварцевых монцонитов, и с ним обычно не связано обширных зон серицитизации. Холлистер и др. считают, что эти месторождения глубоко эродированы. Если породы здесь не находятся в опрокинутом залегании, то очень возможно, что эти исследователи правы. Отсутствие зон серицитизации также может быть результатом формирования месторождений на очень больших глубинах.

Медно-молибденовые месторождения порфирового типа вблизи озера Балхаш в Казахстане очень напоминают месторождения в Аппалачах. В этом районе Бощекульское месторождение имеет каледонский возраст, а Коунрадское — герцинский. Согласно данным Смирнова, они сформировались на ранних стадиях орогенических циклов, когда, по мнению Билибина, происходило становление натровых магматических пород. На Коунрадском месторождении, однако, установлены огромные зоны серицитизации. По-видимому, оно либо не столь сильно эродировано, как его аналоги в Аппалачах, либо рудообразующие процессы здесь протекали на меньших глубинах и с большим участием подземных вод.

На Урале медные и молибденовые месторождения порфирового типа того же возраста очень малочисленны, но известен целый ряд одновозрастных колчеданных залежей. Иными словами, здесь соотношение между этими двумя типами месторождений противоположно тому, которое существует в складчатом поясе Казахстана вокруг озера Балхаш и к югу от него. Вполне вероятно, что причина такого различия кроется в своеобразии зон субдукции, которые соответствовали этим двум поясам. Такие же причины действовали и в миоцене, судя по тому, что в Японии в это время формировались колчеданные месторождения, а в юго-западной части Тихого океана — медно-порфировые.

В девонское время условия, благоприятствовавшие отложению руд цветных металлов в осадочных породах, сложились в бассейнах, отвечавших авлакогенам Джезказганскому, Раммельсберг и, возможно, Баченс и Батерст в Нью-Брансуике. Эти прогибы располагались в широтах, где происходило накопление эвапоритов, а устойчивый режим их дна допускал образование скоплений руд цветных металлов независимо от того, привносились ли они через зоны разломов или нет. Среди выполняющих эти бассейны осадочных пород, по крайней мере в Северной Америке, встречаются вулканиты среднего состава и дайки и силлы пород основного состава.

При реконструкциях Гондваны сочленение нескольких складчатых поясов Андского, Капского, Росса и Тасманского позволяет восстановить древнюю континентальную окраину, отличавшуюся большой протяженностью и сложным строением. Показателен характер размещения в этом поясе тасманских месторождений свинцово-цинковых и медных массивных и полосчатых руд. Хатчинсон указал, что крупное свинцово-цинковосеребряное месторождение Каптинс-Флат располагается в вулканогенных породах верхнего силура, состав которых изменяется от андезитового до риолитового, т. е. является более кислым, чем на медно-цинковых месторождениях в районе Батерст, Новый Южный Уэльс, где оруденение локализовано в андезито-базальтах нижнего силура. Возрастание содержаний свинца в рудах месторождения Каптинс-Флат Хатчинсон относит за счет выноса этого металла из пород континентальной коры в процессе продолжительной субдукции океанической плиты под континентальную окраину.

В северных частях Квинсленда и на Тасмании с молодыми гранитами связана оловянная минерализация. В Европе оловянные и вольфрамовые месторождения приурочены к поясу герцинских гранитных интрузивов, протягивающемуся из Корнуолла до Чехии параллельно второму поясу, проходящему через Испанию. Первые в геологической истории месторождения олова, молибдена и вольфрама ассоциируются именно с гранитоидами герцинского возраста. Это может быть следствием повторной переработки пород континентальной коры. И в палеозойских орогенных поясах Европы, и в мезозойских поясах Малайзии и Таиланда, и в плиоценовых поясах Боливии оловянная минерализация пользуется более ограниченным распространением, чем вольфрамовая или молибденовая. Причина этого явления до конца не ясна, хотя ее связывают с неоднородностями источника гранитной магмы. Вероятно, образование последней протекало с участием пород континентальной коры, которые либо испытали субдукцию, либо погрузились в результате столкновения литосферных плит.

В конце палеозоя, в пермское время, в результате трансгрессии с севера в Европе возникли мелководные морские бассейны, где образовались крупные скопления сульфидных руд цветных металлов, локализованные в толщах осадочных пород. Цепь таких месторождений протягивается через всю Европу, от Великобритании через залежи медистых сланцев, и на востоке достигает Любина в Польше и Украины. Эта эффектная группа месторождений является частью осадочной толщи, которая включает слои красноцветных пород, громадные залежи эвапоритов, но лишь небольшой горизонт черных сланцев, который является рудовмещающим и покрывает огромные площади. Источник металлов в этом случае определить нелегко, но, судя по форме и ориентировке рудных зон, контуры бассейнов определились крупными разломами, через которые, возможно, и происходил привнос металлов.

Мезозойские орогенные пояса на омывавшихся Тетисом окраинах Пангеи накладывались на более древние каледонские и герцинские структуры, и это усложняет их изучение. Замыкание Тетиса на «восточной» границе Пангеи привело к образованию Альпийско-Гималайского складчатого пояса, протягивающегося через Средиземноморье, Кавказ, горные системы Центральной Азии, Гималаи и Восточную Индию в Индокитай. Закрытие Тетиса сопровождалось расчленением Средиземноморского сегмента складчатого пояса на блоки, что еще более усложнило изучение закономерностей распределения рудных месторождений. В Альпах известны ряд тектонических покровов, которые возникли при воздымании и гравитационном сползании блоков пород по поверхности триасовых эвапоритовых пачек. Они встречаются в нижних частях разреза и при соскальзывании, без сомнения, играли роль своеобразной смазки. Восточнее, по направлению к Карпатам и Кавказу, тектонические покровы встречаются реже, но зато здесь известно больше рудных месторождений: превосходные линзовидные залежи хромититов встречаются в офиолитах Турции, крупные колчеданные месторождения — в Югославии, а серебряные — в Греции (Лариум). Там же располагаются классические медноколчеданные месторождения кипрского типа.

Гранодиориты и андезиты юрского и мелового возраста играют большую роль в геологическом строении Кавказа, а в восточных районах Турции и Иране они имеют эоценовый возраст. С интрузивными породами здесь связаны крупные медно-порфировые месторождения, подобные Сар-Чесмех. Самая западная группа медно-порфировых месторождений складчатого пояса Тетиса располагается на территории Ирана. К востоку протягивается цепочка таких же рудных районов, однако они еще слабо изучены. Насколько известно, оловянное, золотое и вольфрамовое оруденение в этих поясах связано с позднемеловыми гранитами. Минерализация того же типа прослеживается в Китае и Малайзии, где установлены многочисленные мелкие медно-порфировые месторождения.

Циркумтихоокеанское «огненное кольцо» существует с момента раскола Пангеи. Когда произошел распад этого континента и за счет Тихого океана стали раскрываться Атлантика и Индийский океан, континенты перемещались вместе с раздвигавшимися плитами, а неизбежное сокращение площади земной коры происходило в основном за счет внешних краев глыб-континентов. Зоны субдукции, обрамлявшие Тихий океан и погружавшиеся под континенты, контролировали проявления магматизма и размещение рудных месторождений разнообразных типов и размеров. Магматические процессы были особенно активны над погружавшимися плитами, где приток тепловой энергии из мантии вызывал частичное плавление слагавших их горных пород. Возникавшие при этом расплавы в силу их гравитационной неустойчивости поднимались к поверхности, используя при этом в качестве магмовыводящих каналов все возможные разломные структуры, как древние, так и более молодые, образовавшиеся при взаимодействии плит. В некоторых случаях над погружавшимися плитами в результате вихревых движений вещества мантии происходило утонение и растяжение коры, как это, вероятно, случилось в провинции Бассейнов и Хребтов в Северной Америке.

Связь металлогенических зон с конвергентными границами плит в наиболее явном виде выражена в размещении рудных месторождений в западных районах Южной Америки и в Японии. Южно-Американский пояс известен благодаря крупным медно-порфировым и ассоциирующимся с ними месторождениям, а в Японии располагаются не менее известные вулканогенные колчеданные залежи, которые связаны с островодужным вулканизмом и получили название Куроко.

Небольшие колчеданные месторождения известны и на Филиппинах, но в южной части Циркумтихоокеанского пояса, на островах юго-западной части Тихого океана, они встречаются реже и имеют меньшие размеры, в то время как медно-порфировые месторождения в этих районах доминируют. В Японии медных месторождений порфирового типа нет, хотя в юго-западных областях Тихого океана они формировались одновременно с японскими залежами Куроко. Возможно, это связано с тем, что в Японии меднопорфировое оруденение все еще находится на большой глубине под эрозионной поверхностью. В противном случае придется признать, что механизмы образования этих двух типов месторождений различны, хотя оба они связаны с зонами субдукции. Иными словами, закономерности распределения месторождений различных типов здесь могут оказаться такими же, как в каледонидах Урала, к которым приурочен колчеданный пояс, и Казахстана, где известны медно-порфировые месторождения. В этих двух провинциях месторождения рассматриваемых типов также имеют приблизительно одинаковый возраст и локализованы среди сходных по составу вулканогенных пород. По своему химизму вулканогенные породы, вмещающие уральские колчеданные залежи, и порфировые породы на медных месторождениях Казахстана различаются весьма незначительно. Действительно, некоторые меднопорфировые месторождения располагаются в пределах сложенных андезитами вулканических сооружений. Очевидным различием является то, что медное оруденение порфирового типа формировалось в субвулканических условиях, т. е. в этом случае рудоносные магмы не достигали поверхности. По всей видимости, причиной была либо ее низкая температура и как следствие высокая вязкость, либо повышенная плотность расплава. Среди многочисленных факторов, влиявших на поведение магмы, можно назвать мощность земной коры, через которую она проникала; теплопоглощение со стороны близповерхностных пород и их поровых растворов; скорость потери магмой летучих компонентов, которая связана с ее вязкостью, и, наконец, скорость накопления магмы в глубинном очаге, которая зависит от темпов субдукции. Для Японской дуги, в частности, характерны высокие скорости субдукции, а в юго-западных районах Тихого океана, где встречаются меднопорфировые месторождения, по мнению Титли, субдукция замедлена.

На противоположной стороне Тихого океана, в Кордильерах Северной и Южной Америки, большинство рудных месторождений возникло, когда континенты находились на передовом краю литосферных плит и вместе с ними мигрировали в западном направлении. В позднепалеозойское и раннемезозойское время и на севере, и на юге Америки Кордильеры, вероятно, по очертаниям напоминали Японскую дугу, а конфигурацию Андского типа приобрели с конца мезозоя до середины третичного периода, причем в Южной Америке они сохраняют ее и поныне. Руиз и др. обобщили материалы по геологической позиции минеральных месторождений Чили, а Силлитое установил существование в этом районе длинных узких параллельных поясов месторождений различных типов, которые образуют широкую полосу, западной границей которой служит побережье. В западных предгорьях Анд известен ряд крупнейших медно-порфировых месторождений мира. Они имеют возраст от 60 до 6 млн. лет, самое древнее из них располагается на севере, а самое молодое — на юге, однако в промежутке между ними закономерности размещения разновозрастных месторождений нарушаются. Наиболее глубоко эродированным месторождением является Чукикамата, а наименее эродированным — Эль-Теньенте. Глубина эрозионного среза в данном случае соответствует относительному возрасту месторождений, а на северо-западе Аргентины месторождения палеозойского и миоценового возраста почти не различаются по степени эродированности. Общие тенденции размещения оруденения в пространстве и во времени ясны, но в деталях картина усложняется.

На западе Северной Америки трудно выяснить даже общую ситуацию. В западных районах США пояс магматогенных рудных месторождений имеет ширину до 1500 км, но здесь нет такой упорядоченности в расположении разновозрастных месторождений различных типов, какая установлена в Южной Америке или даже в Канаде и на Аляске. В западных штатах США локализуются некоторые из крупнейших в мире медных и молибденовых месторождений порфирового типа, а также многочисленные скарновые залежи и вулканогенные эпитермальные месторождения драгоценных металлов, которые очень хорошо изучены. История их формирования начинается поддвиганием (и быстрым охлаждением?) части Восточно-Тихоокеанского поднятия под Северо-Американский континент. Структурная перестройка, последовавшая за этим, вероятно, обусловила необычную ширину пояса Кордильер США, но всеобъемлющей гипотезы на этот счет нет. Лоуэлл сформулировал причины, по которым, с его точки зрения, гипотеза возникновения медно-порфировых месторождений в результате образования рудоносных магм при частичном плавлении пород погружающейся литосферной плиты мало применима для юго-западных районов США; многие геологи поддержали это мнение (Робин и Холлистер, письменное сообщение, 1980). Гилд, рассматривая закономерности размещения месторождений на западе США, также обратил внимание, что медно-порфировое оруденение тяготеет к древним структурам, хотя бы даже и удаленным от края плиты. Например, группа месторождений района Бингем в штате Юта (их возраст оценивается в 36—39 млн. лет) располагается на продолжении оси крупной широтной структуры Юинта, пересекающей преимущественно меридиональные складчатые пояса. Само медно-порфировое месторождение Бингем является одним из крупнейших. Через несколько миллионов лет после его возникновения в докембрийских породах центральных частей штата Колорадо сформировались крупнейшие в мире молибденовые месторождения Клаймакс и Хендерсон — Юред, связанные с гранит-порфирами. Руды этих месторождений содержат молибдена больше, чем меди, а во внешних их зонах встречается вольфрамовая и оловянная минерализация. Молибден концентрируется в кварцевых жилах. Порфировые породы, с которыми генетически связано оруденение, в этом случае по составу ближе к гранитам, в то время как медно-порфировые месторождения чаще всего локализованы среди примитивных островодужных диоритов. Эти содержащие молибден порфировые породы, таким образом, оказываются в химическом отношении далеки от порфировых пород, вмещающих медные залежи. Они формировались вблизи восточного края пояса деформаций (на фронте Скалистых гор), там, где земная кора была особенно мощной, и имеют возраст более молодой, чем расположенные поблизости медные месторождения. Размещение молибденсодержащих порфировых интрузивов контролировалось очень древними системами разломов, которые рассекали протерозойский фундамент и обеспечивали магме выход из глубинных магматических очагов, располагавшихся на расстоянии свыше 1000 км от края континента. Таковы были условия, в которых третья (или более чем третья) по счету переработка пород континентальной коры, наконец, привела к формированию молибденсодержащих магматических комплексов.

Важно отметить, что после этого, примерно 35 млн. лет назад, произошла вспышка магматической (главным образом вулканической) активности, распространившейся на весь район — от фронта Скалистых гор до побережья. При этом происходили трещинные излияния базальтов (некоторые из них являлись членами бимодальных серий) и накапливались мощные толщи игнимбритов андезитового состава. На это же время приходится внедрение малых интрузивных тел и активизация гидротермальной деятельности, приведшей к образованию многочисленных месторождений драгоценных металлов, руды которых иногда отличаются высочайшими концентрациями полезных компонентов. С некоторыми гидротермальными источниками было связано ртутное оруденение. После завершения вулканизма в пределах почти всей провинции Бассейнов и Хребтов установился режим растяжения и утонения земной коры, который и сохраняется в течение последних 20 млн. лет. Оси растягивающих напряжений ориентируются в широтном направлении, а величина растяжения местами достигла уже 100%. Несмотря на утонение земной коры или, может быть, даже именно по этой причине, здесь происходит воздымание, а не прогибание. Возможно, это обстоятельство, равно как и магматическая деятельность, является результатом регионального разогревания глубинных зон земной коры и мантии. Говорить об источнике тепла можно лишь предположительно, но наиболее правдоподобной представляется его связь с надвиганием континента на океанический хребет, погружающийся в желоб. Однако подробное рассмотрение этого процесса, к счастью, не входит в задачу настоящей статьи.





Яндекс.Метрика