Бесплатный автореферат и диссертация по наукам о земле на тему
Эволюция вулканогенного колчеданообразования в истории Земли
ВАК РФ 25.00.11, Геология, поиски и разведка твердых полезных ископаемых, минерагения
Автореферат диссертации по теме "Эволюция вулканогенного колчеданообразования в истории Земли"
На правах рукописи
ДЕРГАЧЕВ Александр Лукич 00460??23
¿7
ЭВОЛЮЦИЯ ВУЛКАНОГЕННОГО КОЛЧЕДАНООБРАЗОВАНИЯ В ИСТОРИИ ЗЕМЛИ
Специальность 25.00.11 - геология, поиски и разведка твердых полезных ископаемых, минерагения
АВТОРЕФЕРАТ диссертации на соискание ученой степени доктора геолого-минералогических наук
Москва-2010 г.
2 0 мдй 2010
004602723
Работа выполнена на кафедре геологии и геохимии полезных ископаемых геологического факультета Московского государственного университета имени М.В. Ломоносова
Научный консультант - доктор геолого-минералогических наук
член-корреспондент РАН, профессор Еремин Николай Иосифович
Официальные оппоненты - доктор геолого-минералогических наук,
академик РАН Рундквист Дмитрий Васильевич
Ведущая организация - Российский университет дружбы народов
(РУДН) г. Москва
Защита состоится «4» июня 2010 г. в 14:30 час. в ауд. 415 на заседании диссертационного совета Д 501.001.62 Московского государственного университета имени М.В. Ломоносова по адресу: 119991, Москва, ГСП—1, Ленинские горы, МГУ, Геологический факультет
С диссертацией можно ознакомиться в библиотеке геологического факультета Московского государственного университета имени М.В. Ломоносова (Главное здание, 6 этаж)
Автореферат разослан «30» апреля 2010 г.
Ученый секретарь
диссертационного совета Д 501.001.62 доктор геолого-минералогических наук
доктор геолого-минералогических наук профессор Филатов Евгений Иванович
доктор геолого-минералогических наук профессор Божко Николай Андреевич
Н.Г. Зиновьева
Актуальность работы. В колчеданных месторождениях вулканической ассоциации сосредоточено не менее 11,4- Ю7 т меди, 22,8-107 т цинка, 4,8 -107 т свинца, большое количество других цветных и благородных металлов, что составляет весомую часть их мировых запасов. Для мировой экономики они являются одним из важнейших источников Си и 2п, на них приходится большая доля мировой добычи РЬ, Ag, Аи, 8е, Те, ВЦ 8Ь, а также небольшие количества многих других металлов. Всего лишь на 44 крупнейших из этих объектов сосредоточено 57% Си, 53% Ъа и 68% РЬ в рудах колчеданных месторождений. Таким образом, они отличаются не только высоким качеством и полиметаллическим составом руд, но и высокой степенью концентрации запасов, что делает многие из них приоритетными объектами для горнодобывающей промышленности. В силу этих причин важные для прогнозирования и поисков вопросы генезиса колчеданных месторождений вулканической ассоциации в течение многих десятилетий являются предметом оживленных дискуссий. Хотя основы современных представлений об их происхождении заложены в значительной степени работами В.И. Смирнова (1968, 1976) и его учеников и последователей, а также ряда зарубежных геологов еще в 60-70х годах прошлого века, некоторые аспекты, и в том числе исторический, предполагающий эволюцию процессов рудообразования в целом и колчеданообразования в частности, требуют дополнительного рассмотрения. В связи с этим сохраняют свою актуальность вопросы:
- каковы дискретность, интенсивность и характер изменчивости колчеданообразования в истории Земли;
- каковы основные типы колчеданных месторождений вулканической ассоциации, когда именно и в силу каких причин произошла дифференциация их на эти типы и имела ли место эволюция основных признаков этих типов, в частности, их геохимических характеристик;
- каково практическое значение колчеданных месторождений разных типов; к каким типам преимущественно относятся крупные по запасам колчеданные месторождения, существовали ли особые эпохи образования крупных и сверхкрупных колчеданных месторождений;
- какие факторы определяли образование крупных запасов колчеданных руд;
- каков вклад колчеданных месторождений вулканической ассоциации в формирование мировых запасов цветных металлов, как и в результате каких причин изменялось со временем соотношение этого и других геолого-промышленных типов месторождений свинца и цинка.
Главная цель работы заключалась в выяснении общей направленности и особенностей эволюции процессов вулканогенного колчеданообразования - одного из древнейших рудообразующих процессов в геологической истории Земли.
Основные решаемые задачи:
1. Выявление важнейших эпох колчеданообразования и геологических, минералогических, геохимических особенностей отвечающих им месторождений, обусловленных специфическим для каждой эпохи состоянием литосферы и внешних геосфер Земли.
2. Подразделение семейства фанерозойских колчеданных месторождений вулканической ассоциации на типы и их сравнительная характеристика, определение общих тенденций в эволюции важнейших признаков месторождений этих типов и их докембрий-ских аналогов и прежде всего геохимических особенностей их руд.
3. Разработка критериев выделения колчеданных месторождений, крупных и особо крупных по запасам металлов, анализ закономерностей их пространственного располо-
жения и распределения по типам и в геологической истории; анализ структурных, фор-мационных, палеовулканических, палеогеоморфологических и других факторов, влиявших на формирование и возможности сохранения крупных запасов колчеданных руд.
4. Оценка вклада колчеданных месторождений вулканической ассоциации как одного из важнейших геолого-промышленных типов месторождений цветных металлов (особенно свинца и цинка) в их мировые запасы, выяснение роли колчеданных месторождений вулканической ассоциации в распределении этих запасов по времени образования, анализ изменявшегося в геологической истории соотношения вулканогенного колчеданного и других типов рудообразования.
Фактический материал и методика исследований. Для решения поставленных задач использовались материалы, собранные автором при разномасштабных (1:50000 -1:2000) исследованиях колчеданоносных рудных районов Рудного Алтая, в том числе Лениногорского, Николаевского, Камышинского, Березовско-Белоусовского рудных полей, а также докембрийской провинции Абитиби и Ньюфаундленда. Факторы образования месторождений крупных и особо крупных по запасам установлены на основе наблюдений автора, выполненных на месторождениях крупнейших колчеданоносных рудных провинций мира: Рудного Алтая (Николаевском, Риддер-Сокольном, Чекмарь, Орловском), пояса Абитиби (Кидд-Крик, Хорн), Аппалач (Бакане на Ньюфаундленде).
Главным методом исследований являлся палеовулканологический анализ колчеданоносных рудных районов и полей, позволивший выявлять региональные и локальные вулканические и вулкано-тектонические структуры, выяснять геолого-геоморфологические признаки рудоносных вулканогенных структур и определять степень их сохранности, выполнять формационное расчленение рудоносных толщ, исследовать фаци-альную принадлежность рудовмещающих вулканогенных и вулканомиктовых образований, устанавливать особенности палеовулканического режима, благоприятствовавшего образованию крупных запасов колчеданных руд, а также разрабатывать палеовулканологические критерии поисков вулканогенных колчеданных месторождений («Палеовулканологический анализ ...», 1984). Результаты палеовулканологического анализа и детального (1:10000 - 1:2000) картирования колчеданоносных рудных полей и месторождений явились основой для использования специальных методов исследования, в том числе тектонофизических реконструкций и структурно-петрофизического анализа (Старостин, 1979).
Фактической основой работы являлась также составленная автором оригинальная база данных по колчеданным месторождениям мира, которая учитывает широкий спектр данных (около 20 позиций) по 691 колчеданному месторождению вулканической ассоциации, в том числе по всем известным в литературе месторождениям мирового класса, и всем крупнейшим колчеданоносным рудным провинциям мира.
Для целей сравнения колчеданных месторождений вулканической ассоциации с другими типами месторождений цветных металлов по их распределению в геологической истории и относительной роли в формировании нынешних мировых запасов цинка и свинца составлена аналогичная база данных по свинцово-цинковым месторождениям в осадочных и осадочно-карбонатных толщах (более 150 месторождений типов SEDEX и 25 месторождений типа долины Миссисипи в основных рудных провинциях мира).
Научная новизна.
Автором установлено существование в геологической истории планеты четырех относительно непродолжительных периодов образования колчеданных месторождений
вулканической ассоциации, во время которых возникло подавляющее большинство этих месторождений и большая часть соответствующих запасов руды и металлов. Выявлена корреляция этих эпох с крупнейшими событиями тектонической истории Земли. Впервые обосновано возрастание со временем интенсивности процессов колчеданообразова-ния и численности возникавших крупных месторождений. Изучена эволюция важнейших признаков разновозрастных колчеданных месторождений (минералого-геохимических, структурных особенностей руд, характера околорудных изменений и сопутствующих гидротермально-осадочных пород) и впервые обосновано влияние на них текущего состояния литосферы, атмосферы, гидросферы и биосферы планеты.
Обосновано подразделение фанерозойских колчеданных месторождений вулканической ассоциации на четыре главных типа, дана их детальная сравнительная характеристика, продемонстрирована возможность отнесения докембрийских (неоархейских и па-леопротерозойских) месторождений к аналогам этих типов. Выявлена связь месторождений разных типов с определенными стадиями суперконтинентальных циклов. Впервые установлена направленность эволюции состава руд месторождений разных типов и их докембрийских аналогов по мере дифференциации вещества Земли.
С использованием большого статистического материала впервые разработаны критерии выделения колчеданных месторождений, крупных и особо крупных по запасам металлов. Установлена преимущественная связь крупнейших месторождений с контрастными или последовательно-дифференцированными вулканогенными формациями, их позиция в пределах крупнейших колчеданоносных провинций. На основе анализа факторов, обусловивших формирование крупных месторождений и возможность сохранения их от разрушения, сделан вывод об отнесении крупных месторождений вулканической ассоциации к группе обычных.
Впервые проанализировано распределение по времени образования месторождений свинца и цинка важнейших геолого-промышленных типов и их запасов металлов. Установлено существование в истории Земли крупнейших максимумов накопления руд РЬ и Zn. Обосновано отнесение колчеданных месторождений к числу древнейших на Земле типов месторождений цветных металлов. Доказана роль колчеданообразования в раннем начале накопления Си, Хп и РЬ. Дан анализ соотношения вулканогенного колчеданного и других типов рудообразования, изменявшегося во времени под влиянием эндогенных и экзогенных факторов.
Практическое значение и внедрение результатов. Установленные закономерности образования и размещения колчеданных месторождений вулканической ассоциации позволяют сделать более эффективными поисково-разведочные работы на цветные металлы в известных районах распространения таких месторождений, прогнозировать новые перспективные площади для постановки поисковых работ, целенаправленно вести поиски месторождений определенных типов, а также обладающих крупными и особо крупными запасами.
Исследования автора проводились в рамках НИР кафедры полезных ископаемых геологического факультета МГУ (1974-1991 гг.), а в последующем по тематическим планам геологического факультета МГУ (1991-2009 гг.), инициативным проектам РФФИ (97-05-64804) и программам фундаментальных исследований ОНЗ РАН (программа №14, проект 1.2.5,а), а также договору с Министерством образования и науки РФ «Развитие научного потенциала» № РНП.2.1.1.1374 (2006-2008 гг.). Результаты исследований вошли в 5 отчетов Алтайской рудной партии МГУ, были переданы геологическим экспе-
дициям ПГО «Востказгеология», Восточно-Казахстанскому медно-химическому и Лени-ногорскому полиметаллическому комбинатам и использованы ими для планирования поисково-разведочных работ в рудных районах Рудного Алтая.
Основные защищаемые положения.
1. В геологической истории Земли выделяются четыре кратковременных пика образования вулканогенных колчеданных месторождений: неоархейский (2,72-2,69 млрд лет), палеопротерозойский (1,89-1,85 млрд лет), кембрийско-ордовикский (542-472 млн лет) и девонско-раннекаменноугольный (416-330 млн лет), связанные со стадиями быстрого сближения блоков континентальной коры различных суперконтинентальных циклов. Со временем возрастала интенсивность процессов колчеданообразования и численность образующихся месторождений, крупных по запасам руды, расширялась география распространения месторождений и нарастало их многообразие, усложнялся химический и минеральный состав руд, изменялись облик сопутствующих гидротермально-осадочных образований, характер изменений околорудных пород и другие признаки.
2. В фанерозойское время завершилась дифференциация вулканогенных колчеданных месторождений на кипрский, бесси, уральский и куроко типы, различающиеся по составу руд, формационной принадлежности вулканогенных толщ, а также относительной роли вулканогенных и осадочных пород в рудовмещающем разрезе и другим особенностям. Месторождения архейского и протерозойского возраста рассматриваются как близкие докембрийские аналоги этих типов. Образование месторождений каждого типа (или их аналогов) возобновлялось неоднократно в связи с определенными стадиями периодически повторявшихся суперконтинентальных циклов. Составы руд месторождений разных типов и их докембрийских аналогов однонаправлено эволюционировали по мере дифференциации вещества Земли, ее остывания и становления современных тектонических режимов и механизмов магмообразования.
3. В каждую из эпох колчеданообразования 25-75% запасов металлов сосредоточивалось на вновь образованных крупных и особо крупных месторождениях. Их численность возрастала от ранних к более поздним эпохам, они чаще связаны с бимодальными или последовательно дифференцированными формациями и относятся к тем типам, рядовые представители которых отличаются относительно большими запасами руды и металлов. Большинство их расположено в главнейших колчеданоносных провинциях мира, лидирующих как по общим запасам руды и металлов, так и по численности и суммарным запасам встречающихся в их пределах рядовых месторождений. Наряду с формацион-ным, важными факторами образования крупных месторождений являлись также близость источников рудного вещества, благоприятные структурные условия, продолжительность процессов рудообразования и периодов спокойного вулканического режима.
4. Колчеданные месторождения вулканической ассоциации были древнейшим, а в период с 3,46 до 1,85 млрд лет назад - единственным типом месторождений свинца и цинка, ответственным за раннее начало накопления и пиковый характер распределения запасов этих металлов в ранней истории планеты. В последующем это распределение было обусловлено соотношением вулканогенного колчеданного с другими типами рудообразования, прежде всего с формированием эксгаляционно-осадочных месторождений в терригенных и терригенно-карбонатных породах. Это соотношение изменялось со временем под влиянием тектонического фактора, эволюции состава континентальной литосферы, а также необратимых изменений во внешних геосферах Земли.
Публикации и апробация работы. По теме диссертации автором опубликованы 67 работ, в том числе 41 статья в периодических изданиях и сборниках научных трудов.
Основные положения диссертации докладывались на конференциях молодых ученых МГУ (1975-1977 гг.), конференции «Вулканогенно-осадочное рудообразование» (Санкт-Петербург, 1992 г.), I Всероссийском металлогеническом совещании «Металлогения складчатых систем с позиций тектоники плит» (Екатеринбург, 1994), V Международной конференции «Новые идеи в науках о Земле» (Москва, 2001 г.), конференциях «Ломоносовские чтения» (Москва, 2000, 2002-2005, 2007-2009 гг.), международной конференции «Фундаментальные проблемы геологии месторождений полезных ископаемых и металлогении (Москва, 2010 г.).
Благодарности. Подготовка диссертационной работы стала возможной благодаря разносторонней и многолетней помощи всех сотрудников кафедры геологии и геохимии полезных ископаемых и моральной поддержке руководства геологического факультета МГУ. Автор считает своим долгом поблагодарить за помощь своих ныне ушедших учителей академика В.И. Смирнова и профессора Г.Ф Яковлева. Хочется выразить особую признательность чл.-корр. РАН, профессору Н.И. Еремину, который в течение многих лет осуществлял фактическое идейное руководство работой и своими советами и рекомендациями внес огромный вклад в ее совершенствование. На формирование научных представлений автора в разное время сильнейшее влияние оказали В.В. Авдонин и В.И. Старостин, под руководством которых автору посчастливилось работать в течение длительного времени. Диссертант с благодарностью вспоминает профессоров X. Гибсона и Р. Ходдера (Канада), много способствовавших успешному проведению исследований на колчеданных месторождениях Канады.
Структура и объем диссертации. Диссертация состоит из 4 глав, включает 262 страницы текста, 99 рисунков и 18 таблиц и сопровождается списком литературы из 401 наименования. Защищаемое положение 1 раскрыто в главе 1, защищаемое положение 2 -в главе 2, защищаемое положение 3 - в главе 3, защищаемое положение 4 - в главе 4.
Введение
Отечественной геологии свойствен историко-минерагенический подход, рассматривающийся как одно из направлений историко-геологического метода познания окружающего мира. В новейшее время его основы были заложены работами Ю.А. Билибина, В.И. Смирнова, Д.В. Рундквиста. В течение десятилетий такой подход развивается геологической школой Московского государственного университета, начиная с трудов В.И. Смирнова и до публикаций и лекций по эволюционной металлогении В.И. Старостина и Н.И. Еремина. Примерами такого подхода в отечественной литературе являются также труды A.C. Магакьяна, серия монографий под редакцией Д.В. Рундквиста, где рассмотрено распределение ресурсов рудных полезных ископаемых по эпохам геологического времени, монография A.M. Дымкина и В.М. Чайки под редакцией Н.П. Лаверова, посвященная эволюции накопления природных соединений элементов семейства железа, монография H.H. Зинчука, А.Д. Савко, Л.Т. Шевырева «Историческая минерагения» и другие работы последнего времени. За рубежом вкладом в развитие эволюционной металлогении стали публикации разных лет Ч. Мейера, Р. Хатчинсона, X. Холланда, М. Соломона, М. Барли, Д. Гровса, Дж. Вейзера, П. Лазнички и других.
Уникальным объектом исследования при таком историко-минерагеническом анализе, несомненно, являются колчеданные месторождения вулканической ассоциации. Важнейшей предпосылкой, сделавшей такой анализ возможным, было формирование современных представлений о происхождении колчеданных месторождений. В настоящее
время считаются доказанными их связь с вулканизмом и их гидротермально-осадочная и (или) гидротермально-метасоматическая природа. Наибольший вклад в обоснование таких представлений внесли работы В.В. Авдонина, М.Б. Бородаевской, Э.Н. Баранова, Д.И. Горжевского, Н.И. Еремина, А.Н. Заварицкого, С.Н. Иванова, В.А, Коротеева, А.И. Кривцова, В.А. Прокина, Н.С. Скрипченко, В.И. Смирнова, В.И. Старостина, Т.Н. Шад-лун, Г.Н. Щербы, Г.Ф. Яковлева, а также Т Ватанабе, Дж. Лайдона, Р. Ларджа, Д.Сангстера, Б. Скиннера, М. Соломона, Т. Тацуми, Дж. Франклина, Р. Хатчинсона и других исследователей.
Колчеданные месторождения вулканической ассоциации формировались в весьма разнообразных геотектонических обстановках, ассоциируют с различными субмаринны-ми вулканогенными формациями и демонстрируют необычайное разнообразие морфологии рудных тел, палеоструктурных условий образования, минерального состава и др. признаков. Неоднократно предпринимавшиеся попытки упорядочить это множество привели к выделению в нем различных типов колчеданных месторождений. Широко известны типизации, предложенные в работах М.Б. Бородаевской, Д.И. Горжевского, В.А. Прокина, В.И. Смирнова, Г.Ф. Яковлева, а также Т. Сато, Ф. Сокинса, Дж. Франклина, Р. Хатчинсона. Н.И. Ереминым (1978, 1983) предложено учитывающее данные об отечественных и зарубежных месторождениях подразделение колчеданных месторождений вулканической ассоциации на кипрский, куроко и уральский типы. Однако во многих случаях предметом типизации являлись лишь колчеданные месторождения фанерозоя. Многочисленные и важные месторождения докембрия, и особенно раннего докембрия, без их разделения в ряде случаев относились к примитивному, или докембрийскому медно-цинковому типу, что существенно ограничивало возможности анализа эволюции признаков отдельных типов колчеданных месторождений.
Одним из важнейших аспектов истории рудообразования, вызывающих растущий интерес исследователей, является размещение и распределение в геологическом времени крупных и особо крупных месторождений. Крупным вкладом в развитие принципов их выделения, выявление их особенностей и закономерностей их образования и размещения в последние годы явились работы Ту Гуанджи (1995), П. Лазнички (1983, 1994, 1999), В.В. Гавриленко, Ю.Б. Марина (1996), В.В. Авдонина (2000), а также ряд монографий, опубликованных под редакцией Д.В. Рундквиста и Н.П. Лаверова (Крупные и сверхкрупные..., 2004; Крупные и сверхкрупные месторождения рудных ...., 2006). Поисковые работы во всех главных колчеданоносных рудных районах мира в возрастающей степени ориентируются на выявление так называемых объектов мирового класса. Примерами обобщений данных по таким месторождениям являются, в частности, работы X. Гибсона и Д. Керра (1992), В.В. Авдонина (2000).
Важным самостоятельным аспектом изучения эволюции колчеданообразования является исследование изменяющегося во времени соотношения его с процессами рудообразования других типов. Р. Хатчинсоном (1981) отмечена тенденция диверсификации в геологической истории типов месторождений Си, Zn и РЬ. В соответствии с классификацией, разработанной В.И. Смирновым, В.Д. Конкиным, А.И. Кривцовым, Г.В. Ручкиным, Н.Г. Скрипченко, важнейшими геолого-промышленными типами месторождений свинца и цинка наряду с вулканогенными колчеданными являются стратиформные свинцово-цинковые месторождения в терригенных и терригенно-карбонатных породах (тип SEDEX) и стратифицированные свинцово-цинковые месторождения в карбонатных породах (тип долины Миссисипи), образующие по существу непрерывный ряд (Sangster,
1995, 1998; Ручкин, Конкин, 1989, 1993, 1994). Геологические особенности месторождений этих типов подробно рассмотрены в работах Кроксфорда (1968, 1972), Д. Сангстера (1984, 1990, 1993, 1995, 1998), В.Д. Конкина (1993), В.Г. Ручкина (1984, 1998), Л. Густаф-сона и Н. Уильямса (1984), В. Хастона (2006), Р. Ларджа (2006) и др.
Положение 1. В геологической истории Земли выделяются четыре кратковременных пика образования вулканогенных колчеданных месторождений: неоархейский (2,72-2,69 млрд лет), палеопротерозойский (1,89-1,85 млрд лет), кембрийско-ордовикский (542-472 млн лет) и девонско-раннекаменноугольный (416-330 млн лет), связанные со стадиями быстрого сближения блоков континентальной коры различных суперконтинентальных циклов. Со временем возрастала интенсивность процессов колчеданообразования и численность образующихся месторождений, крупных по запасам руды, расширялась география распространения месторождений и нарастало их многообразие, усложнялся химический и минеральный состав руд, изменялись облик сопутствующих гидротермально-осадочных образований, характер изменений околорудных пород и другие признаки.
Колчеданные месторождения вулканической ассоциации характеризуются крайне неравномерным распределением во времени, которое прямо связано с неравномерностью процессов вулканизма в истории Земли, а в конечном счете - с общей направленностью и цикличностью тектонического развития планеты. Начиная с 2,9 млрд лет назад на общую направленность эволюции коры напожились 3-4 цикла второго порядка продолжительностью несколько сотен миллионов лет. Каждый цикл начинался окончательным распадом ранее существовавшего суперконтинента, раскрытием океанов и появлением офио-литов, включал периоды сближения блоков континентальной коры по зонам субдукции и их объединения, периоды преобладавшего стабильного тектонического режима и последующего рифтогенеза в пределах суперконтинента (Gurnis, 1988; Worsley et al., 1985; Vail et al.; 1977; Hoffman, 1989; Хаин, 2000).
Трем из этих суперконтинентальных циклов отвечают важнейшие эпохи колчеданообразования: 2950-2200 млн лет, 2200-1350 млн лет и 900-200 млн лет (табл. 1, 2). Каждой из них свойственно крайне неравномерное распределение во времени как численности, так и запасов руд колчеданных месторождений. На диаграммах распределения устанавливаются, по крайней мере, четыре узких высоких максимума (пика), отвечающих сравнительно непродолжительным временным интервалам, в течение которых образовалась большая часть этих объектов и основная масса запасов колчеданных руд: 2720-2690 млн лет, 1890-1850 млн лет, а в фанерозойское время крупнейший в истории Земли пик колчеданообразования пришелся на девон-ранний карбон (416-330 млн лет), и значительно более слабо выраженный - на кембрий-ранний ордовик (542-472 млн лет) (рис. 1). Пики колчеданообразования связаны с определенными стадиями суперконтинентальных циклов, в промежутках между которыми колчеданные месторождения практически не возникали. Полученные данные подтверждают представления В.И. Смирнова, Д.И. Горжевского и др. исследователей о направленности и цикличности в эволюционном развитии эндогенного рудообразования.
Хотя древнейшие колчеданные месторождения в папеоархейских зеленокаменных поясах на востоке блока Пилбара в Австралии имеют возраст 3460 и 3240 млн лет, однако до конца мезоархея такие месторождения оставались исключительной редкостью.
Архейско-палеопротерозойская эпоха колчеданообразования (2950-2200 млн лет)
В конце мезоархея в зеленокаменных поясах блоков Пилбара (западная часть) и Иилгарн сформировались мелкие и немногочисленные колчеданные месторождения с возрастом 2950 млн лет. Их образование непосредственно связано с проявлением около 3,0 млрд лет назад первых признаков сближения блоков протоконтинентальной коры с последующим их объединением за счет тектонического причленения, увеличением мощности коры в зеленокаменных поясах, внутрикоровым плавлением и внедрением гранитных магм. Оно совпало также с первым значительным пиком активности мантийных су-перплюмов (2,95-2,9 млрд лет; Abbott, Isley, 2002), периодом очень высокой тектонической активности (Сорохтин и др., 1998) и значительным приращением континентальной коры между 3,0 и 2,8 млрд лет назад.
Однако первый в истории Земли действительно крупный пик колчеданообразования был связан со следующим этапом кратонизации коры, который имел место 2,75-2,6 млрд лет назад. При общей продолжительности архея около 1,5 млрд лет подавляющее большинство из 165 колчеданных месторождений этого возраста, включенных в базу данных, и свыше 90% запасов колчеданных руд сформировались период 2720-2690 млн лет, когда возникло большинство месторождений в архейских зеленокаменных поясах Абитиби, Вава, Вабигун, Учи и других в провинции Сьюрпериор, поясах Хакетт-Ривер, Олга, Хай-Лейк, Ранкин-Эннадаи и других в провинции Слейв Канадского щита, наиболее крупные объекты восточной части блока Иилгарн в Австралии. По некоторым данным, к ним следует добавить и месторождения Балтийского щита (Вискария, Бидьовагге, Пахтавуома), в т.ч. и в Карельской гранит-зеленокаменной области (Парандовское, Хаутаваарское месторождения) (Металлогеническая эволюция ..., 1993).
Неоархейский пик колчеданообразования ознаменовался формированием очень крупных запасов колчеданных руд (около 14% мировых запасов в базе данных), меди (11%) и цинка (17%) и весьма многочисленных месторождений, размещенных в шести географически разобщенных колчеданоносных районах, в т.ч. трех месторождений с запасами свыше 50 млн т руды. Все это позволяет говорить о первом в истории Земли и действительно планетарном (широко проявленном) пике колчеданообразования.
Вопрос о тектонических обстановках колчеданообразования, соотношении процессов плюм-тектоники и плейт-тектоники при формировании зеленокаменных поясов в не-оархее и начале палеопротерозоя остается дискуссионным. В настоящее время большинство исследователей считает, что неоархейские гранит-зеленокаменные области заложи-лись на древней континентальной коре в результате рифтинга, который переходил в спрединг, и процессы горизонтального перемещения и погружения блоков коры вдоль конвергентных границ плит уже в неоархейское время получили широкое распространение. При этом коллизионные явлении и субдукция уже в неоархее весьма напоминали процессы, имевшие место в более поздние эпохи, хотя характер их конкретного проявления мог отличаться от свойственного неопротерозою и фанерозою (в частности, Хаин, Ломизе, 2005; Хаин, 2000). В строении зеленокаменных поясов принимали участие породы бимодальной или последовательно-дифференцированной формаций, что, видимо, отражает преобладание рифтогенной или субдукционной обстановок. В конце архея и особенно в период 2,75-2,6 млрд лет назад постепенная аккреция вулканических дуг и заду-говых бассейнов к протократонным ядрам привела к образованию кратонов, достигавших размеров более 1000 км в поперечнике, и быстрому разрастанию континентальной
Таблица 1. Важнейшие эпохи колчеданообразования различных суперконтинентальных циклов
Суперконтинентальный цикл Эпохи колчеданообразования (млн лет) Численность месторождений в базе данных Запасы, млн т (средние содержания металлов, %) 100 Си Cu+Zn 100 Pb Pb+Zn Крупные месторождения ( >50 млн т руды)
руда Си Zn Pb количество запасы, млн т (доля в суммарных запасах этого возраста)
Пан гея 0 2950-2200 155 1207,6 13,5 (1,1%) 41,4 (3,4%) 1,5 (0,1%) 24,6 3,5 3 572,4 (47,4%)
Пан гея 1 2200- 1350 118 785,0 12,8 (1,6%) 27,6 (3,5%) 3,4 (0,4%) 31,7 11,0 3 187,5 (24,0%)
Пангея 900 - 200 326 5440,9 77,1 (1,4%) 146,3 (2,7%) 41,7 (0,8%) 34,5 22,2 24 3322,9 (61,1%)
Мезо-кайнозойский 200-0 84 578,7 9,2 (1,6%) 10,2 (1,8%) 1,6 (0,3%) 47,1 14,3 2 134,7 (23,3%)
Таблица 2. Крупнейшие пики колчеданообразования различных эпох
Суперконтинентальный цикл Эпохи колчеданообразования (млн лет) Пик колчеданообразования Запасы, млн т (доля в мировых запасах) Примеры месторождений
возраст численность месторождений в базе данных руда Си Zn Pb
Пангея 0 2950 - 2200 2720 - 2690 147 1147,6 (14,2%) 12,5 (11,0%) 39,2 (17,2%) 1,3 ( 2,7%) Кидд-Крик, Хорн, Геко, Тыото-ник-Бор
Пангея 1 2200- 1350 1890- 1850 102 689,2 (8,5%) 11,0 (9,7%) 26,0 (11,4%) 3,1 (6,4%) Руттан, Крандон, Флин-Флон
Пангея 900 - 200 542-472 137 971,3 (12,0%) 10,6 (9,3%) 45,8 (20,1%) 14,2 (29,4%) Брансуик №12, Бакане, Маунт-Лайель, Розбери, Леккен
416-330 131 3454,4 (42,8%) 54,6 (48,0%) 89,7 (39,3%) 26,6 (55,1%) Рио-Тинто, Невес-Корво, Алжуст-рел, Гайское, Узельгинское, Рид-дер-Сокольное
%
30
20 -
10 -
Вулканогенные колчеданные месторождения:
691 месторождений 8073 млн т руды
□ 1 ■ 2
" I I I "1 I I I III I "I Г I II I I I
г1 i i 111 i i i" 1 1 i i 1 l" i i i i 1 1 i ii i i i |"|п1 г
~ ON
S 8
8 8
г I I I г I I
о о
Геологический возраст, млн лет
Пангея 0
Паи гея 1
суперконтинентальные..........
ЦИКЛЫ | || |
суперплюмовые собы- 1 11 1
тия
гоанитоидный магматизм ■■■■■ основные дайки, расслоенные интрузивы, платобазальты приращение континен-
Ш1
Родинни
i
Гондвана Пангея
....... ■ ■ i^« ■ ■ ^ам^щ
11 1
20 -i 10 -
тальнои коры
(в % от современной)
-- .-.п.Г1.Я.
ад.
OJZL
Рис. 1. Распределение в геологическом времени колчеданных месторождений вулканической ассоциации (1) и их запасов руды (2) (с использованием данных Хаина, Ломизе, 2005; Condie, 1998, 2000; Groves et al., 2005; Abbott,
коры, площадь которой достигала, по разным оценкам, от 36 до 50% и даже до 70% современной (Taylor, McLennan, 1995; Lowe, Ernst, 1992; McCulloch, 1993; Хаин, 2000). Быстрое приращение континентальной коры, по мнению многих исследователей (в частности, Condie, 2004), было обусловлено интенсивной деятельностью мантийных суперплю-мов, один из крупнейших пиков которой отвечал 2,75-2,7 млрд лет. Большинство исследователей полагает, что к концу архея (около 2,6 млрд лет назад) произошло объединение около трех десятков известных архейских кратонов в единый крупный, возможно, первый в истории Земли континентальный массив, суперконтинент Пангея 0 (Хаин, Бож-ко, 1988), или Моногея (Сорохтин, Ушаков, 1989, 1993, 2002; Сорохтин, Сорохтин, 1997).
Таким образом, первый крупный пик колчеданообразования в истории планеты отвечал периоду быстрого сближения блоков континентальной коры по зонам субдукции, он коррелировал с периодом повышенной активности мантийных суперплюмов, с подъемом относительной тектонической активности планеты (Сорохтин и др., 1998) и непосредственно предшествовал сбору первого суперконтинента, а возможно, и выделению земного ядра с последовавшим за этим резким спадом тектонической активности Земли (Сорохтин и др., 1998).
В неоархее из-за более высокой температуры верхней мантии, повышенной плавучести коры, преобладания пологой субдукции процесс магмообразования был несколько иным, чем в последующие эпохи, и вероятно, происходило плавление не мантийного клина под влиянием летучих из погружавшейся пластины коры, а самой этой пластины. Эти причины обусловили некоторые петрохимические особенности рудовмещающих вулканитов и геохимические особенности возникавших в связи с ними колчеданных месторождений. В большинстве случаев их руды бедны РЬ (<0,1%). При всех различиях между ними колчеданные месторождения неоархейского возраста по величине свинцово-цинкового отношения представляют единую группу. Распределение месторождений и запасов колчеданных руд по величинам 100Pb/(Pb+Zn) носит отчетливый одномодальный характер (рис. 2). На 82% неоархейских месторождений (объединяют 89% запасов руд этого возраста) этот показатель изменяется в интервале от 1 до 5. Лишь около 5% месторождений имеют величину свинцово-цинкового отношения, превышающую 15, т.е. относительно обогащены РЬ. Но они вносят лишь 2,1% в запасы руды неоархейских месторождений. Как правило, это небольшие месторождения, запасы которых в среднем в 2,5 раза меньше, чем средние для неоархейской группы. Среднее значение свинцово-цинкового отношения для месторождений, образовавшихся в ходе суперконтинентального цикла Пангеи 0, составляло 3,5 и является минимальным среди всех эпох колчеданообразования. Неоархейские месторождения вносят крайне незначительный вклад в запасы РЬ в рудах колчеданных месторождений. Им свойственны также самое низкое среднее содержание меди в рудах (1,1%) и минимальное среднее значение 100Cu/(Cu+Zn), составляющее 24,6. Практически в любую эпоху колчеданообразования возникали по существу медноколчеданные месторождения (100Cu/(Cu+Zn) > 90), однако в неоархейскую эпоху такие объекты составляли лишь 12,3% от общего числа месторождений этого возраста, т.е. они встречались относительно более редко, чем в последующие эпохи (17,9% в неопротерозое и 14,5% в палеозое). Почти для половины (49%) неоархейских месторождений медно-цинковое отношение изменялось от 0 до 20, тогда как в последующие эпохи этому критерию отвечали в 1,5 раза меньше месторождений (30-35%). Неоархейские месторождения отличались также минимальными величинами отношения Pb(%) / Ag (г/т), не превышавшими 0,010 (рис. 3). Все перечисленные особенности неоархейских место-
рождений в конечном счете находят объяснение в особенностях состава земной коры того времени и специфике механизмов магмообразования.
В неоархее атмосфера Земли оставалась по существу бескислородной (Kasting, 1993; Hutchinson, 1992; Krupp et al., 1994; Сорохтин, Сорохтин, 2002; Holland, 2005a), в ее составе преобладали углекислый газ и азот при подчиненной роли сероводорода и водорода, а воды океана были сильнее, чем сейчас, насыщены СаС03, Mg+2 и Fe+2 (Veizer et al., 1989), по-видимому, содержали меньше сульфатов и характеризовались более низкими значениями pH (Grotzinger, Kasting, 1993). При образовании неоархейских месторождений зоны гидротермально измененных пород формировались с участием ионов Fe2* и Mg , т.к. гидротермальные растворы были обеднены кислородом. В таких условиях при снижении температуры образовывался H2S, а не H,S04, поэтому процессы кислотного выщелачивания не могли приобрести заметного масштаба. Это является неповторимой особенностью архейского вулканогенного колчеданообразования. Практически для всех архейских месторождений (начиная даже с палеоархейских на востоке блока Пилбара) характерны бессульфатные магнезиальные метасоматиты.
цикл Пангеи
(900-200 млн лет)
20
326
месторождений 5440.9 млн т
I_I I ■ £
ü.ikrirf
%
100 75 50 25 -О
1
цикл Пангеи
(900-200 млн лет
п- rl П. ГШ rt ri
326
месторождений 5440.9 млн т
□ 1 И2
10 20 30 40 50 60 70 80 90
0 5 10 15 20 25 30 35 40 45 50 55 60
цикл Пангеи 1 (2200-1350 млн лет)
lllrlrf
118
месторождений 785,0 млн
ГЪ.ГУгД,
1
100 75 50 25 -0
цикл Пангеи I
(2200-1350 млн лет)
118
месторождений 785,0 млн т
40
10 20 30 40 50 60 70 80 90
цикл Пангеи 0
(2950-2200 млн лет) 155
месторождений 1207,6 млн т
,г! ,rl .п. U
А
JL
юо
75 50 25 0
0 5 10 15 20 25 30 35 40 45 50 55
цикл Паиген 0 (2950-2200 млн лет)
155
месторождений 1207,6 млн т
15 20 25 30 35 40 50 55 100Pb/(Pb+Zn)
0 10 20 30 40 50 60 70 80 90 0 5
Ю0Си/(Си+гп)
Рис. 2. Распределение колчеданных месторождений (1), возникших в различные суперконтинентальные циклы, и их запасов руды (2) по величинам медно-цинкового и свинцово-цинкового отношений.
Ведущим типом околорудных изменений пород является хлоритизация, практически повсеместно встречаются железо-магниевые карбонатные метасоматиты с сидеритом и анкеритом. Месторождениям свойствен специфический набор хемогенно-осадочных образований, слагающих рудный горизонт за пределами месторождений (сульфидные фации железистых кварцитов, хлоритолиты, кремнистые породы при отсутствии серици-толитов, умбры и охры, гипса, ангидрита, типичных для многих месторождений более
молодого возраста и современных сульфидных образований на океаническом дне). Особенностью минералогии руд является отсутствие барита, гипса, ангидрита. Низкие концентрации сульфатов в морской воде обусловили исключительно слабое проявление биогенной редукции сульфатов и близкие к мантийным значения 834S сульфидов.
Папеопротерозойско-мезопротерозойская эпоха колчеданообразования
(2200-1350 млн лет)
Месторождения этой эпохи встречаются в зеленокаменных поясах в провинциях Южная и Черчилл Канадского щита, в районе Джером в Аризоне, а также в провинциях Шеллефте, Бергслаген, поясах Айяля-Ориярви и Виханти-Пюхасалми и районе Оутокумпу на Балтийском щите. Включенные в базу данных 118 месторождений этого возраста вносят около 10% в мировые запасы колчеданных руд.
Пика колчеданообразование достигло в период 1890-1850 млн лет назад, когда сформировалось 8,6% запасов колчеданных руд и 15% месторождений в базе данных, в т.ч. три объекта с запасами свыше 50 млн т руды (Крандон, Руттан, Флин-Флон). Эта вспышка колчеданообразования, как и неоархейская, имела место при сборе суперконтинента (Пангеи 1), она коррелировала с важными су-перплюмовыми событиями, непосредственно предшествовала образованию суперконтинента Пангея 1 и прекратилась после его стабилизации (в основном около 1800 млн лет назад).
В палеопротерозое из-за снижения температуры мантии и разрастания континентальных массивов усиливалось значение процессов переплавления и переработки сформировавшейся континентальной коры. Со временем все большее число колчеданоносных провинций возникало в энсиалических обстановках и это обстоятельство наложило отпечаток на состав вулканитов (возросла доля кислых пород в разрезах рудоносных формаций) и руд месторождений. Месторождения протерозойского возраста более разнообразны по составу руд. Начиная с папеопротерозоя образование Zn-Cu-Pb(-Ag) месторождений перестает быть редчайшим исключением, как мезоархее. Десятки подобных месторождений возникают в энсиалических дугах на окраине Балтики, в рудных районах Шеллефте и Бергслаген, поясе Айяля-Ориярви. В небольших, но сопоставимых с содержаниями Си, количествах РЬ присутствует и в рудах месторождений Крандон (Южная провинция Канадского щита) и Айрон-Кинг (район Джером в Аризоне). В палеопротерозое сформировались 6,5% в суммарных запасов РЬ в рудах колчеданных месторождений всех возрастов. Доля месторождений, практически не содержащих Pb (100Pb/(Pb+Zn) < 5), уменьшилась до 66%, а доля месторождений с величиной свинцово-цинкового отноше-
12 неопротерозойско-раннемезозойская '1 ,4
0 100 200 300 400 500 Ag, г/т
12 палеопротерозойско-мезопротерозойская
12
0
Лг
О 100 200 300 400 500 Ag, г/т
архейско-палеопротерозойская
0 100 200 300 400 500 Ag) г/т
Рис. 3. Соотношения между РЬ и Ag в рудах колчеданных месторождений различных эпох колчеданообразования.
ния более 15 возросла до 16,5% (в неоархее соответственно 82% и 4,5%). Среднее значение свинцово-цинкового отношения достигло 11,0, т.е. также оказалось в несколько раз выше, чем в неоархее. Повысилось до 31,7 среднее значение медно-цинкового отношения, которое практически достигло величин, свойственных неопротерозойско-раннемезозойской эпохе. По сравнению с неоархеем значительно снизилось (до 31%) количество месторождений с существенно цинковыми рудами (с величинами 100Cu/(Cu+Zn) от 0 до 20), а распределение месторождений и запасов колчеданных руд по значениям медно-цинкового отношения в эту эпоху стало намного более равномерным, чем в архее. О расширении спектра составов месторождений свидетельствует и возросший диапазон изменения величины свинцово-серебряного отношения, достигавшего 0,082.
В палеопротерозое произошли заметные изменения в составе внешних геосфер Земли. В период 2,3-2,0 млрд лет назад поступление свободного кислорода в атмосферу в результате интенсификации фотосинтеза превысило скорость его поглощения и уровень содержания 02 в атмосфере и мелководных участках гидросферы существенно возрос, что повлекло изменение ряда признаков образовывавшихся колчеданных месторождений (Kasting, 1993; Solomon, Shen-su Sun, 1997). В частности, главным типом изменения ру-довмещающих глиноземистых пород стала серицитизация, а среди околорудных гидротермально-осадочных пород практически перестали встречаться железистые кварциты.
По мере постепенной оксигенизации атмосферы и верхних, а затем и более глубинных слоев океана и связанного с этим роста содержаний сульфатов в морской воде одним из важных источников серы при образовании колчеданных руд становились процессы низкотемпературной бактериальной редукции сульфатов. После 2,2-2,4 млрд лет назад несколько расширился диапазон колебаний значений ö34S сульфидов, и возрасли средние значения этого показателя. Эта тенденция проявилась раньше на тех редких месторождениях (в частности месторождение Осен в районе Шеллефте), которые образовывались в относительно мелководных участках, где существовали постепенно расширявшиеся «кислородные оазисы» и где есть основания предполагать более высокие локальные концентрации сульфатов в морских водах. В период до 1,4 млрд лет назад только в таких участках и исключительно редко в колчеданных рудах встречаются барит и другие сульфаты. Только после быстрой оксигенизации атмосферы и гидросферы в период 2,0-1,85 млрд лет назад и появления обильного фитопланктона и слоистых эвапоритов 1,4 млрд лет назад гипс, ангидрит и барит в рудах колчеданных месторождений стали обычным явлением.
В пределах Пангеи 1, предваряя окончательный распад суперконтинента после 1,4— 1,35 млрд лет назад, заложились интраконтинентальные рифты, в которых образовались очень немногочисленные и мелкие по запасам колчеданные месторождения с возрастом 1450-1440 млн лет. С последующим сбором суперкотинента Родиния около 1,2-1,0 млрд лет назад не связано никакой вспышки колчеданообразования и в целом колчеданные месторождения с возрастом от 1,44-1,3 до 1,0-0,9 млрд лет исключительно редки. Причиной, возможно, является то, что многие из формировавшихся подвижных поясов этого времени могли относиться к внутренним, т.е. при последующем закрытии океанов и образовании суперконтинента были вовлечены в процессы континентальной коллизии, сопровождавшейся короблением, увеличением мощности коры и метаморфизмом высоких ступеней. В таких условиях сохранение колчеданных месторождений, залегавших в верхней части коры, было маловероятным. Альтернативной является точка зрения о том,
16
что после 900-750 млн лет назад произошел распад не Родинии, а Пангеи 1, которая, таким образом, просуществовала в течение примерно 1 млрд лет. При таком подходе находит объяснение и отсутствие пика колчеданообразования в мезопротерозое.
Неопротерозойско-раннемезозойская эпоха колчеданообразования (900 - 200 млн лет)
Некоторый подъем колчеданообразования произошел в неопротерозое, когда на рифтогенных континентальных окраинах, в "неудавшихся" рифтах возникли весьма немногочисленные и обычно небольшие рудные объекты с возрастом от 862 до 750 млн лет (древнейшие из месторождений Аппалач, пояса Дамара, Антиатласа). К ордовику (около 500 млн лет назад) часть блоков континентальной коры, образовавшихся после распада Родинии, объединилась в мегаконтинент Гондвана (Хаин, Ломизе, 2005), однако спада колчеданообразования не произошло, т.к. развитие многих океанов продолжилось. В среднем кембрии сформировался ряд колчеданных месторождений Тасмании, однако появление третьего пика интенсивного колчеданообразования в истории Земли в кембрии -раннем ордовике связано в основном с развитием Япетуса, где в пределах вулканических дуг, задуговых бассейнов в ордовике и силуре образовались многочисленные месторождения различных типов Квебекских Аппалач, Ньюфаундленда, района Батерст-Ньюкасл и Каледонид Скандинавии. В базе данных имеются сведения о 137 месторождениях этого возраста, объединяющих более 12% мировых запасов колчеданных руд.
Крупнейший в истории планеты пик колчеданообразования имел место в девонский и каменноугольный периоды (до 330 млн лет назад), когда образовались 130 месторождений, включенных в базу данных, и 57,5% всех запасов руд неопротерозойско-фанерозойского возраста. По продолжительности эта вспышка приблизительно отвечает докембрийским (50-80 млн лет), но по интенсивности процессов рудонакопления она не знает равных (около 43% суммарных запасов колчеданных руд в мире). К этому времени относится становление крупнейших колчеданоносных провинций мира (Иберийского колчеданного пояса, Урала, Рудного Алтая) и многих крупных и особо крупных колчеданных месторождений. Месторождения этого возраста встречаются также в ряде других географически весьма разобщенных районах: на Аляске (район Амблер), в Австралии, на Северном Кавказе, в Британской Колумбии и Юконе, в Аппалачах и районе Зап. Шаста. Эта вспышка рудообразования совпадает по времени со сбором палеозойской Пангеи и относительным пиком активности мантийных суперплюмов (около 370 млн лет назад) и предшествует окончательной стабилизации суперконтинента и пику приращения континентальной коры. В период 400-320 млн лет назад при закрытии океанов, образовавшихся при распаде Родинии, и сближении блоков континентальной коры по зонам суб-дукции возникли системы островных дуг и расщепленных дуг, где процессы колчеданообразования достигли беспрецедентных масштабов и эффективности, которые в последующие 300 млн лет никогда более не повторились. В кайнозое, например, образовалось лишь 1,6% мировых запасов колчеданных руд. Несмотря на наличие небольших колчеданных месторождений этого возраста в Японии, на Фиджи, Филиппинах, Аляске, а также современных сульфидных скоплений на дне Мирового океана, нынешнему этапу развития Земли, видимо, отвечает продолжающийся спад интенсивности колчеданообразования, возможно, предваряющий начало нового подъема.
6000
4000 -
3 2000
5440,9
1207,6
I
785
Л.
Пангея 0 Пангея I Пангея
В целом в неопротерозойско-раннемезозойскую эпоху существенно возросла интенсивность процесссов колчеданообразования, сформировались многочисленные колчеда-ноносные провинции, в т.ч. большинство крупнейших в мире, образовались 326 колчеданных месторождений, т.е. около половины включенных в базу данных. Если запасы руды на месторождениях, возникших при сборе Пангеи 0 и Пангеи 1, примерно сопоставимы, то суммарные запасы руд месторождений, сформировавшихся при становлении палеозойской Пангеи, в 2,5 раза превысили образовавшиеся в предшествующие эпохи. Такую же динамику демонстрирует накопление запасов Си, Ъп и РЬ в колчеданных рудах (рис. 4). Средние запасы руды месторождений в неопротерозойско-раннемезозойскую
эпоху также оказались значительно более крупными, чем в предшествующие эпохи (16,7 млн т руды по сравнению с 7,7 млн т в архейско-(а) палеопротерозойскую и 6,6 млн т в палеопротеро-зойско-мезопротерозойскую эпохи). В эту эпоху сформировались 23 месторождения с запасами руды свыше 50 млн т. —, В палеозое нарастает разнообразие типов кол-
чеданных месторождений. Выделяемые внастоящее время типы кипрский, уральский, куроко и бесси в ; (б) полной мере дифференцируются, видимо, лишь с неопротерозоя, в ходе суперконтинентального цикла палеозойской Пангеи. Максимумы образования месторождений различных типов разобщены во времени и отвечают различным стадиям суперконтинентального цикла Пангеи. Если иметь в виду минеральный состав руд, соотношения между главными рудными и примесными компонентами в них, морфологию рудных тел и структурные условия их образования, типы ассоциирующих эксгаляционно-осадочных пород и др. признаки, то различия между одновозрастными более молодыми (фанерозойскими) месторождениями оказываются несравненно контрастнее, чем между более древними, неоархейскими или палеопротеро-зойскими.
В неопротерозойско-раннемезозойскую эпоху сохранялась возникшая еще в докембрии тенденция: спектр составов руд месторождений постепенно расширялся за счет появления большего числа месторождений с рудами, обогащенными оловом, свинцом, серебром, сурьмой и др. металлами, источниками которых считается континентальная кора. Содержания некоторых из них могли достигать промышленных значений. Возросло разнообразие составов руд месторождений как в отношении главных компонентов руд, так и элементов-примесей. В этот период сформировалась большая часть суммарных запасов свинца в колчеданных рудах. Диапазон изменения величины свинцово-цинкового отношения для месторождений, образовывавшихся при сборе Пангеи, значительно расширился (0-60), а распределение месторождений и запасов колчеданных руд соответствующего возраста по значениям 100РЬ/(1'Ьь/,п) приблизилось к бимодальному. Это обусловлено появлением и широким распространением таких типов колчеданных месторождений, руды которых обогащены РЬ. Только около 45% месторождений, сформировав-
18
Пангея 0 Пангея I Пангея
Рис. 4. Суммарные запасы руды (а) и металлов (б) (млн т), возникшие в различные суперконтинентальные циклы: 1 - свинец, 2 - медь, 3- цинк
шихся с кембрия до триаса включительно (в интервале 542-200 млн лет назад), характеризуются величинами 100Pb/(Pb+Zn) менее 5. Они объединяют лишь менее 27% запасов этого возраста. Вместе с тем на 37,4% месторождений свинцово-цинковое отношение превышает 15. Такие месторождения вносят более 52% в суммарные запасы колчеданных руд, т.е. они крупнее, чем месторождения этого времени в среднем. В эту эпоху закрепилась и тенденция к более равномерному распределению месторождений и запасов колчеданных руд по величинам медно-цинкового отношения. Расширился спектр значений свинцово-серебряного отношения в рудах разновозрастных колчеданных месторождений. Практически во все эпохи образовывались месторождения с близкими к нулевым отношениями Pb(%) / Ag(r/x). Однако верхний предел диапазона изменения этого отношения составлял 0,010 в архейско-палеопротерозойскую, 0,082 - в палеопротерозойско-мезопротерозойскую и 0,252 - в неопротерозойско-раннемезозойскую эпоху. Причиной таких изменений являлось постепенное от одного суперконтинентального цикла к другому разрастание коры континентального типа за счет аккреции островных дуг, ее обогащение литофильными элементами с большим ионным радиусом (К, U, Th, Pb, Ва и др.) и возрастание ее роли в процессах магмообразования на конвергентных окраинах плит.
В рассматриваемую эпоху продолжилась эволюция состава атмосферы и гидросферы планеты. Еще в конце протерозоя, между 0,6 и 0,55 млрд лет (Kasting, 1993), а по другим оценкам, между 0,8 и 0,5 млрд лет назад (Holland, 2005b), возможно, имел место еще один период быстрого роста содержания кислорода в атмосфере. Его содержание в атмосфере достигло 6-10% современного уровня, а состав океанов на границе протерозоя и фанерозоя был уже очень близок к современному (Horita et al., 2002). Уже на самых древних палеозойских колчеданных месторождениях обнаруживаются признаки высокого уровня оксигенизации гидросферы. Повышение содержания свободного кислорода привело к необратимым изменениям некоторых признаков колчеданных месторождений, в частности,
характера околорудных гидротермально измененных пород и гидротермально-осадочных образований. На многих фанерозойских месторождениях породы лежачего бока интенсивно серицитизированы и окварцованы, хлорит же замещает только темноцветные минералы, встречается лишь местами и, в основном, во внешних зонах. Эта тенденция в последующем сохраняется и на более молодых месторождениях. Так, на некоторых миоценовых месторождениях куроко в трубообразных штокверковых зонах наряду с окрем-нением происходит образование самородной серы, каолина, пирофиллита и диаспора (Мацукума, Хорикоси, 1973). Присутствие сульфатов и сильное выщелачивание пород вблизи рудо подводящих каналов резко отличают месторождения фанерозойского возраста от архейских образований с их бессульфатными магнезиальными метасоматитами. Уже в раннепалеозойское время намного более обычными для разнообразных типов колчеданных месторождений становятся такие типы околорудных гидротермально-осадочных пород как гипс и ангидрит, охры и умбры, появляющиеся на флангах рудных тел и выше их по разрезу. Все указанные изменения в конечном счете являются результатом необратимо повышавшегося уровня кислорода в атмосфере в фанерозойское время. Начиная с раннего - среднего кембрия обычным в составе колчеданных руд становится барит, присутствие которого стало характерным признаком некоторых типов колчедан-но-полиметаллических месторождений.
Положение 2. В фанерозойское время завершилась дифференциация вулканогенных колчеданных месторождений на кипрский, бесси, уральский и куроко типы, различающиеся по составу руд, формационной принадлежности вулканогенных толщ, а также относительной роли вулканогенных и осадочных пород в рудовме-щающем разрезе и другим особенностям. Месторождения архейского и протерозойского возраста рассматриваются как близкие докембрийские аналоги этих типов. Образование месторождений каждого типа (или их аналогов) возобновлялось неоднократно в связи с определенными стадиями периодически повторявшихся суперконтинентальных циклов. Составы руд месторождений разных типов и их докем-брийских аналогов однонаправлепо эволюционировали по мере дифференциации вещества Земли, ее остывания и становления современных тектонических режимов и механизмов магмообразования.
Принимая в качестве основополагающих классификационных признаков состав рудоносных вулканогенных формаций и состав руд как объективно наблюдаемых и поддающихся качественной и количественной оценке характеристик месторождений, в группе колчеданных месторождений вулканической ассоциации предлагается выделять: 1) медно- и медно-цинково-колчеданные месторождения в недифференцированных ба-зальтоидных формациях и 2) медно-цинково-колчеданные и колчеданно-полиметаллические (иногда с баритом) месторождения в бимодальных базальт-риолитовых и последовательно дифференцированных базальт-андезит-дацит-риолитовых формациях. Дальнейшее подразделение месторождений основывается на особенностях минерального состава их руд, содержаниях и соотношениях цветных и благородных металлов в них, характере и составе рудовмещающих вулканогенных толщ, относительной роли вулканогенно-осадочных пород в рудовмещающем разрезе, специфике рудоконтролирующих вулканогенных структур, геодинамических обстановках ру-дообразования и других признаках. На этой основе месторождения первого из названных выше множеств могут быть подразделены на типы кипрский и бесси, а второго - на типы куроко и уральский, некоторые характеристики которых приведены в табл. 3.
Медные и медно-цинковые месторождения в недифференцированных базальтоидных формациях
К кипрскому типу в базе данных отнесены 93 месторождения, установленные на Ньюфаундленде, Урале, Кипре, в Омане, Сев. Апеннинах и др. районах. Они связаны с 25 из более чем 200 известных офиолитовых комплексов, рассматриваемых как фрагменты древней океанической коры, и являются закономерной частью их разрезов. Большинство месторождений и особенно крупнейшие из них располагаются между отдельными потоками базальтовых лав, либо на контакте подушечных лав с зоной щитовых даек или (при ее отсутствии) серпентинитов.
Геодинамические обстановки формирования месторождений кипрского типа разнообразны. Сравнительно немногочисленные и мелкие по запасам месторождении этого типа связаны с низкокалиевыми океаническими толеитами, аналогичными типу МОЯВ (Sw¡nden е! а!., 1988; Еремин и др., 2003) и, возможно, образовывались в обстановках срединно-океанических спрединговых зон (некоторые месторождения Ньюфаундленда и Британской Колумбии). В большинстве колчеданоносных офиолитовых комплексов встречаются бониниты и толеитовые базальты с аномально низкими содержаниями П, Zr, НС и, ТЬ и других высокозарядных элементов с высокой валентностью, а также бо-
20
лее высокими содержаниями легких редкоземельных элементов. Они и связанные с ними колчеданные месторождения интерпретируются как образования надсубдукционных спрединговых зон и формировались на ранних стадиях рифтогенеза при раскрытии заду-говых бассейнов. В исключительных случаях подобные месторождения связаны с толеи-товыми базальтами повышенной щелочности и щелочными базальтами, формировавшимися во внутриплитных обстановках.
Ведущим типом рудолокализующих вулканогенных структур являются конседи-ментационные троги, полуграбены, ограниченные сериями параллельных наклонных сбросов. Тела сплошных руд характеризуются пластообразной или уплощенной линзо-видной формой, удлинены вдоль синвулканических разломов, асимметричны в разрезе из-за образования вблизи стенок грабенов и выражены холмообразными постройками в палеовулканическом рельефе. Месторождения включают одно, реже серию сближенных согласных рудных тел, незначительно различающихся по стратиграфической позиции или разобщенных по латерали. Рудные тела сложены рудами брекчивой текстуры, иногда представляют собой шаровые лавы с богатыми сульфидными желваками в межшаровом пространстве или ритмично-слоистые сульфидные песчаники или гравелиты.
Большинство месторождений относится к проксимальным образованиям. Подруд-ные жильно-штокверковые зоны имеют линейные очертания в плане, уплощены в разрезе и достигают размеров до нескольких сотен метров в любом сечении. Масса сульфидов в составе таких зон превышает массу сплошных руд в 4-5, местами - в 40 раз. Типичные процессы околорудных изменений подрудных пород - окварцевание, хлорити-зация, реже - карбонатизация, серицитизация, эпидотизация, оталькование (по ультраба-зитам). Обычными типами эксгаляционно-осадочных образований являются кремнистые породы, яшмы, сульфидные фации железистых кварцитов, а на наиболее молодых месторождениях - умбры и охры.
Наиболее распространенные рудные минералы - пирит (90% сульфидов), пирротин, халькопирит, реже встречаются сфалерит, пентландит, магнетит, гематит, хромит, арсенопирит, кобальтин, валлериит, миллерит, бравоит, линнеит, борнит, марказит, самородное золото, блеклые руды (теннантит). Руды месторождений характеризуются низкими средними содержаниями металлов (в среднем 1,9% Си, 0,6% Хп). Им свойственно преобладание Си над Zn, отношение 100Си/(Си+2п) на 66% месторождений с 58% запасов руды изменяются от 0,9 до 1,0. Свинец в рудах отмечен только на 9 из 71 месторождения, его содержания не превышают 0,09%. В ряде случаев колчеданные руды содержат в повышенных количествах Со (0,002-0,52% на 20 месторождениях), № (0,0010,3% на 14 месторождениях), Мп (0,004-0,11% на 4 месторождениях) и иногда Ав. Отношения Со/№ колеблются от 0,03-0,7 до 15-19, но в подавляющем большинстве случаев превышают 1,0. Пирит, пирротин, изредка встречаются сульфиды, арсениды и суль-фоарсениды металлов являются основными минералами-носителями Со и № (Еремин и др., 1999, 2000; Зайков, 1999). Содержания Ag в рудах низкие (9-69 г/т, в среднем 23 г/т по 23 месторождениям), а отношения АиЛ^* сравнительно высокие (в 50% случаев превышают 0,050).
Месторождения отличаются относительно малыми запасами руды (от 10 тыс. до 25 млн т), составляющими в среднем 3,58 млн т, и металлов (в среднем 69 тыс. т Си, 22 тыс. т Zn). Около 50% месторождений содержат менее 1,23 млн т руды. Крупнейшими для типа являются месторождения Леккен (норвежские Каледониды; 25 млн т руды) и Ме-денкой (10В Анатолия; 23,5 млн т руды). Лишь на одном месторождении
21
Таблица 3. Характеристики фанерозойских типов колчеданных месторождений вулканической ассоциации и их древних аналогов
Количе- Запасы руды месторождений, Средние содержания металлов Соотношения металлов
Типы месторож- ство тыс. т
дений место- суммар- средние медиан- Си, % 1п, % РЬ, Аи, Аь Си/2п ?ЫТп Аи/А§ А§/РЬ
рожде- ные запа- ные % г/т г/т
ний сы руды
Медные и медно-цинковые месторождения в недифференцированных базальтоидных формациях
кипрский 73 261262 3579 1230 1,9 0,6 <0,01 0,9 23,2 3,1 : 1 0,042
бесси 42 793587 18895 2500 1,3 0,4 <0,01 0,2 5,7 3,0 : 1 0,033
Медно-цинковые и свинец-медно-цинковые месторождения в контрастных и последовательно-дифференцированных
вулканогенных формациях
уральский 106 1679861 16143 3420 1,5 1,6 0,06 0,7 17,8 1 : 1 1 : 28 0,034 68
докембрийские
аналоги:
РР 68 343237 5048 1100 1,7 3,4 0,1 2,05 31,3 1 : 2 1 : 33 0,065 87,4
ЫА 137 1097744 8013 1300 1,1 3,3 0,07 0,9 33,9 1 : 3 1 : 44 0,025 224
куроко 185 3127247 16904 3000 1,5 3,7 1,3 1,3 62,8 1 : 2,5 1 : 2,9 0,020 36,5
докембрийские
аналоги:
РР 37 320920 8674 6500 0,7 4,5 0,9 1,2 41 1 : 6,0 1 : 5,1 0,038 48
ЫА 10 49818 4382 3000 0,6 6,6 0,96 0,48 152 1 : 10,3 1 : 6,9 0,003 158
этого типа (Леккен) сумма запасов Си и Zn достигает 1 млн т. Месторождениям кипрского типа свойственна отчетливая кластеризация, в пределах кластера обычно устанавливается одно сравнительно крупное месторождение (35-90% запасов руды в кластере), несколько меньших по запасам (суммарно 5-25% запасов) и множество мелких проявлений. Выборка месторождений кипрского типа резко контрастирует как с остальными колчеданными месторождениями вообще, так и с отдельными их типами по соотношениям максимальных, медианных, минимальных и средних запасов. Причиной является исключение из базы данных чрезвычайно широко распространенных практически во всех офиолитовых комплексах очень мелких, но чрезвычайно многочисленных проявлений колчеданной минерализации, которые не разведывались, плохо изучены и не учтены никакой статистикой, поскольку не представляют промышленного интереса. Именно экономическими причинами, а не редкой встречаемостью в природе объясняются относительная малочисленность месторождений кипрского типа в базе данных и искажения параметров их выборки.
Ограничения на запасы руды колчеданных месторождений кипрского типа накладывал ряд взаимосвязанных причин. Важнейшей из них является связь этих месторождений с недифференцированными базальтоидными формациями и относительно низкие содержания металлов в очагах базальтовой магмы. Другим фактором являлась высокая степень нарушенное™ базальтовой коры крупными глубокопроникающими разломами сбросового типа и густой сетью трещин, что в сочетании с приповерхностным положением очагов базальтовой магмы и малой мощностью коры обусловило ее высокую проницаемость для магматических расплавов и гидротермальных растворов и препятствовало образованию узких локальных зон циркуляции флюидов. Малые масштабы месторождений, возможно, отчасти обусловлены высокой скоростью спрединга, следствием которой являлись быстрое смещение участков рудоотложения относительно магматического очага и частое повторение извержений базальтов, препятствовавшие накоплению крупных рудных тел.
Месторождения кипрского типа исключительно неравномерно распределены в геологической истории. В ходе суперконтинентальных циклов они появлялись сначала при распаде суперконтинентов, когда рифтинг переходил в спрединг и появлялись офиолиты, а позднее - при рифтогенезе в задуговой области при раскрытии задуговых бассейнов. Древнейшими для этого типа являются позднедокембрийские месторождения Южных Аппалач, однако важнейшие эпохи рудообразования для этого типа приходятся на ранний ордовик и особенно мел - палеоцен. С первой связано 27% из этих месторождений и около 21% запасов руды (месторождения Центрального Ньюфаундленда, Квебекских Аппалач, норвежских Каледонид). Во вторую образовалось свыше 53% месторождений и 61% запасов руды (месторождения Кипра, ЮВ Анатолии, Сербии, Сев. Апеннин, Омана, Аляски, Ирана). Меньшим был масштаб колчеданообразования этого типа в юрское время (Зап. Понтиды, Кордильеры, Сев. Апеннины; суммарно 8% месторождений и 7% запасов).
К возможным докембрийским аналогам месторождений кипрского типа относятся палеопротерозойские месторождения Свекофеннского пояса на Балтийском щите с возрастом 1970 млн лет (рудный район Оутокумпу). Эти месторождения по палеоструктур-ным условиям образования, связи с серпентинитами, наличию кварцитов эксгапяционно-осадочного происхождения с сульфидной вкрапленностью и по геохимическим признакам (величинам отношений Си!2п и практическому отсутствию РЬ в рудах, низ-
23
ким содержаниям и Аи и обогащению руд Бе, № и Со) напоминают местрождения кипрского типа. Отличием от них являются ассоциация рудных тел с массивными дуни-тами и отсутствие полного разреза офиолитовых комплексов, существенно более низкие отношения Со/№. Ряд отличий связан со специфическим для палеопротерозоя низким уровнем оксигенизации атмосферы и гидросферы (отсутствие в рудах гематита, а в ру-довмещающем разрезе - яшм).
Поскольку настоящие офиолиты появились около 2 млрд лет назад (Хаин, Божко, 1988), обнаружение более древних месторождений-аналогов кипрского типа представляется маловероятным. По особенностям состава вулканогенных пород, позиции в вулканических структурах, минералого-геохимическим признакам современными аналогами месторождений кипрского типа являются проявления сульфидной минерализации в районах Ю. Эксплорер, сегменте Эндевор, южной части хребта Хуан-де-Фука, Срединно-Атлантическом хребте и других районах.
К типу бесси отнесены 49 месторождений, расположенных в Японии, Испании, Бразилии, в Южных Аппалачах и Британской Колумбии, на Аляске, Урале и Северном Кавказе. Месторождения залегают среди терригенных образований, переслаивающихся с вулканитами основного состава. Полного разреза офиолитовых комплексов обычно не наблюдается. Основные породы слагают силлы или потоки, в петрохимическом отношении отвечают иногда внутриплитным базальтам, но значительно чаще - толеитовым базальтам срединно-океанических хребтов или известково-щелочным породам. Это указывает на образование месторождений в обстановках задуговых бассейнов над зонами суб-дукции, в срединно-океанических хребтах вблизи континентальной окраины, а также внутриконтинентальных или окраинно-континентальных рифтов на ранних стадиях разделения континентов. Процессы вулканизма и рудообразования имели место вблизи крупных поднятий, на фоне интенсивного накопления турбидитов. В отличие от месторождений кипрского типа, эти месторождения не образуют крупных кластеров, встречаются поодиночке или по 2-3 сближенных объекта.
Рудные тела этих месторождений имеют пластовую, реже линзовидную форму и большую площадь в плоскости напластования (до 4000x500-800 м) при сравнительно малой мощности (до 3 м, в исключительных случаях 10-30 м). Развитые зоны подруд-ных изменений пород и штокверковой минерализации не типичны (встречены лишь на крупнейшем для этого типа месторождении Уинди-Крагги). Колчеданные руды по лате-рали сменяются эксгаляционно-осадочными образованиями: яшмами, магнетит-гематит-кремнистыми породами и пластовыми залежами марганцевых руд.
Наиболее распространенными минералами руд месторождений типа бесси являются пирит, пирротин, халькопирит, сфалерит; в различных количествах могут встречаться магнетит, валлериит, галенит, борнит, тетраэдрит, кобальтин, кубанит, станнин, молибденит, халькозин, энаргит, арсенопирит, гессит, золото. Этот тип объединяет месторождения с медно-цинковыми рудами и довольно низкими средними содержаниями металлов (1,3% Си, 0,4% /п). Им свойственны очень высокие отношения Си/(Си+7п), которые на 50% месторождений, вносящих 59% в запасы руды, колеблются от 0,9 до 1,0. Многие месторождения характеризуются высокими содержаниями Со (до 0,11%) и N1 при отношении Со/№, обычно превышающем 1,0. Заметные содержания РЬ (>0,1%) установлены в рудах лишь двух месторождений. На 33% месторождений руды содержат значительные количества Аи (обычно <1г/т), а на 39% месторождений они обогащены Ag (3,9-50г/т, в среднем 5,7г/т). Отношения АиА<^ довольно высокие и в 33% случаев превыша-
ют 0,050 (в среднем в запасах составляет 0,033). Таким образом, по многим минералогическим и геохимическим особенностям руд месторождения типа бесси весьма близки к кипрскому типу, а наиболее существенными различиями являются более низкие средние содержания Си и Хп, а также А& и Аи в рудах месторождений типа бесси и свойственное им несколько более низкое золото-серебряное отношение.
Месторождения типа бесси отличаются также сравнительно большими запасами руды (в среднем 18,9 млн т). Крупнейшими для типа являются месторождения Уинди-Крагги, Дактаун, Хайден-Крик, Бесси, Худесское, Янахара, которые вносят почти 79% в суммарные запасы руды для этого типа, что означает намного более высокую степень концентрации запасов по сравнению с кипрским типом. На 50% месторождений запасы превышают 2,5 млн т. Вместе с тем из-за низких содержаний металлов лишь на двух месторождениях сумма запасов Си и Хп превышает 1 млн т (Уинди-Крагги и Дактаун).
По времени образования месторождения типа бесси распределены весьма неравномерно. Древнейшими являются неопротерозойские месторождения Бразилии (862 млн лет), а также Антиатласа, пояса Дамара и наиболее древние из месторождений Аппалач (около 760 млн лет). В неопротерозое, в период распада Родинии в окраинно-континентальных и интраконтинентальных рифтах, неудавшихся рифтах образовались 17% месторождений типа бесси и 28% соответствующих запасов руды. После этого вплоть до 450 млн лет назад возникали лишь относительно мелкие и редкие месторождения, приуроченные к задуговым спрединговым зонам, связанным с развитием Япетуса. Новый подъем рудообразования этого типа имел место в силуре и девоне при сборе Пан-геи (21% месторождений с 12% запасов руды). Крупнейшая эпоха образования месторождений типа бесси, когда накопились свыше 50% их суммарных запасов руды, пришлась на пермский и триасовый периоды (300-200 млн лет назад) и отвечала началу раскола палеозойского суперконтинента, а в дальнейшем - заложению задуговых спрединговых зон. Довольно многочисленные, хотя и мелкие месторождения этого типа сформировались во второй половине палеогена на Аляске.
Древнейшие месторождения, несущие многие геологические и минералого-геохимические признаки типа бесси и рассматриваемые как месторождения-аналоги этого типа, имеют возраст около 1440 млн лет и встречаются в прогибе Белт-Пурсел на северо-западе США, входящем в систему взаимосвязанных мезопротерозойских рифтов, образовавшихся при деструкции Пангеи 1 и раскрытии Гренвиллского океана. Современными эквивалентами месторождений типа бесси являются сульфидные образования Срединной долины на севере хр. Хуан-де-Фука и троге Эсканаба хребта Южный Горда (срединно-океанические хребты с интенсивным накоплением терригенных осадков).
Медно-цинковые и свинец-медно-цинковые месторождения в контрастных и последовательно дифференцированных вулканогенных формациях
Многочисленные колчеданно-полиметаллические и медно-цинково-колчеданные месторождения в бимодальных базальт-риолитовых или последовательно дифференцированных вулканогенных толщах в зарубежной литературе традиционно относятся к типу куроко (Франклин и др., 1984). Они приурочены к вулканогенным формациям, в которых важная роль принадлежит кислым вулканогенным породам. Пространственная позиция месторождений в большинстве случаев определяется размещением центров активного вулканизма. Вместе с тем колчеданоносные провинции, где они встречаются, различаются по соотношению кислых и основных вулканитов в разрезе формаций. В не-
которых из них (норвежские Каледониды, Урал, районы Британской Колумбии, СевероВосточные Аппалачи, Ньюфаундленд, Филиппины, Зап. Шаста) рудовмещающими являются контрастные риолит-базальтовые или непрерывные базальт-андезит-дацит-риолитовые формации, сложенные вулканитами натрового профиля. Доля кислых вулканитов в разрезе изменяется от 30 до 10% и менее, а общая направленность в развитии вулканизма выражается в смене толеитовых вулканитов известково-щелочными. Формирование таких месторождений протекало в обстановках молодых энсиматических островных дуг при минимальном участии коры континентального типа в процессах маг-мообразования. Обобщение данных по 106 таким месторождениям дает основание выделять их в качестве самостоятельной группы месторождений уральского типа (Еремин, 1978; 1983; Прокин и др., 1992).
Вторую группу образуют месторождения тех рудных районов, где в составе рудов-мещающих бимодальных базальт-риолитовых или риолитовых формаций доминируют, а нередко и господствуют кислые вулканиты, демонстрирующие кали-натровый, калиевый и реже натровый петрохимический профиль. Формирование таких рудных районов и провинций протекало в обстановках растяжения коры в пределах энсиалических (районы Батерст-Нью-Касл в Нью-Брансуике, Вост. Шаста в Калифорнии, Хокуроку в Японии, практически все колчеданоносные районы Австралии, и возможно, шведских Кале-донид) и реже зрелых энсиматических островных дуг и расщепленных дуг (некоторые рудные районы Брит. Колумбии и Ньюфаундленда), а также, возможно, задуговых ин-траконтинентальных рифтов удаленной зоны (Иберийский колчеданный пояс в Испании и Португалии, Рудный Алтай). Хотя вопрос о тектонических обстановках рудообразова-ния в этих районах зачастую остается дискуссионным, энсиалическая природа большинства из них не вызывает сомнений. Только месторождения этой группы предлагается относить к типу куроко.
Месторождения уральского и куроко типов различаются по составу руд, хотя близки по содержаниям Си и Zn. К уральскому типу относятся преимущественно медно-цинковые месторождения. Они характеризуются более высокими средними содержаниями металлов (1,5% Си и 1,6% Zn), чем типы кипрский и бесси, и отличаются от них намного более равномерным распределением величины медно-цинкового отношения, сравнительно малой долей (12% месторождений с 10% суммарных запасов руды) среди них медноколчеданных объектов (100Cu/(Cu+Zn)>90), а также намного более низкими отношениями Cu/Zn в суммарных запасах. Свинец в промышленных количествах (<0,86%) установлен только на трети из 106 таких месторождений, а его доля в сумме содержаний металлов не превышает 10%. На 87% месторождений (вносят 91% в запасы руды) величина 100Pb/(Pb+Zn) не достигает 10, а среднее отношение Pb/Zn в запасах металлов составляет I : 27,9.
По сравнению с уральским типом, месторождения типа куроко демонстрируют обогащение Zn относительно Си и РЬ относительно Zn. На 30% месторождений типа куроко руды содержат РЬ в количествах 2% и более. Почти половина из 185 месторождений (содержат 75% запасов) характеризуется величинами 100Pb/(Pb+Zn) от 20 до 40. Наряду с результатами изотопных исследований, выявивших более высокую долю радиогенного РЬ на месторождениях типа куроко, эти данные указывают на более высокую степень участия материала сиалической (континентальной) коры в магмообразовании.
Лишь 50% месторождений уральского типа содержат промышленные концентрации Аи и Ag (в среднем соответственно 0,7 г/т и 17,8 г/т), а среднее значение золото-
серебряного отношения составляет 0,034. В то же время месторождения типа куроко практически повсеместно обогащены Ag, содержат больше Au (в среднем соответственно 62,8 г/т и 1,3 г/т) и характеризуются намного более низким отношением Au/Ag в суммарных запасах руды (0,020). Обычными редкими и рассеянными компонентами руд месторождений уральского типа являются Se, Те, Tl, Sn; для их руд характерно присутствие теллуридов Ag, сульфотеллуридов Bi, сульфидов Ge, V, Sn. Руды месторождений типа куроко отличаются особенно высокими концентрациями Ва, Bi, Sb, а иногда и Sn, для них характерны сульфосоли Ag, Pb, Си, Bi, сульфиды Ag и Си, арсениды, сульфоар-сениды, Sb-сульфосоли.
С телами колчеданных руд на месторождениях уральского типа часто ассоциируют сульфидные фации железистых кварцитов, яшмы, а на месторождениях типа куроко -скопления гипса и ангидрита, марганцовистые карбонатные осадки.
Месторождения обеих групп связаны с центрами активного кислого вулканизма (стратовулканами, экструзивными телами риолитов или дацитов среди преобладающих по объему пирокластических пород), обычно удлиненными кальдерообразными депрессиями на склонах палеовулканов и демонстрируют поясовое размещение, обусловленное их формированием в обстановке растяжения в пределах рифтов, позади островных дуг или непосредственно в их пределах. Однако они различаются по составу рудовмещаю-щих вулканогенных формаций, и следовательно, материнских магм и соотношениям мантийного и корового источников рудного вещества.
Сравнение четырех выделенных типов показало, что месторождения уральского и куроко типов обладают намного более крупными запасами, составляющими в среднем около 16 млн т руды (медианные запасы соответственно 3,42 и 3,0 млн т). К этим двум типам относятся практически все гигантские фанерозойские месторождения (Рио-Тинто, Гайское, Брансуик №12, Риддер-Сокольное и др.). Наряду с более высокими средними содержаниями цветных и благородных металлов это делает типы уральский и куроко наиболее значимыми в практическом отношении.
Древнейшие месторождения, с высокой надежностью относимые к уральскому типу, имеют возраст около 750 млн лет и известны в провинции Черчилл и Авалонской зоне Ньюфаундленда. Широкое распространение месторождения этого типа, как и типа куроко, получают в палеозое, в период сбора Пангеи. Первый значительный пик колче-данообразования уральского типа (26% месторождений и 11% суммарных запасов месторождений этого типа) отмечен в ордовике (месторождения Квебекских Аппалач, Ньюфаундленда, норвежских Каледонид), а крупнейшая эпоха рудообразования имела место в девоне (40% месторождений и 62% запасов), когда сформировались многочисленные и очень крупные месторождения Урала, а также Сев. Кавказа, района Зап. Шаста и наиболее поздние из месторождений Аппалач. С завершением сбора палеозойской Пангеи образование месторождений уральского типа прекратилось и возобновилось только в меловое время (10% месторождений, 14% запасов), когда в островодужных об-становках возникли месторождения Мексики и Вост. Понта.
Очень близкий характер носит распределение во времени месторождений типа куроко. Наиболее ранними из них являются месторождения Тасмании, Саян и Аппалач. Многочисленная группа месторождений сформировалась в ордовикское время (месторождения Ньюфаундленда, района Батерст и шведских Каледонид; суммарно 12% запасов). Важнейшим отличием в распределении месторождений типа куроко явилось то, что крупнейшая вспышка рудообразования этого типа началась в девоне и продолжилась в
раннекаменноугольное время (месторождения Брит. Колумбии, Аляски, Рудного Алтая, Иберийского колчеданного пояса). В это время при завершении сбора Пангеи произошло подновление окраинноконтинентальных рифтогенных структур, которое сопровождалось продолжительными и мощными вспышками вулканизма, носившего бимодальный характер, и колчеданным рудообразованием, достигшим невиданного прежде размаха (свыше 43% месторождений типа куроко и 75% его суммарных запасов руды). После стабилизации Пангеи рудообразование этого типа практически прекратилось и приняло заметные масштабы только при формировании миоценовых месторождений Японии. Примеры современных аналогов месторождений уральского типа известны, например, в Идзу-Бонинской дуге, а типа куроко - в центральной части трога Окинава, Тирренском море и др. районах (Scott et al., 1997; Миронов и др., 1999; Богданов и др., 2006).
Древними, палеопротерозойскими аналогами месторождений типа куроко, вероятно, являются колчеданно-полиметаллические месторождения Свекофеннского пояса Балтийского щита в пределах рудных районов Бергслаген (месторождения с возрастом 1885-1875 млн лет) и Шеллефте в Швеции (1890-1880 млн лет), а также поясов Айяля-Ориярви и Виханти-Пюхясалми в Финляндии (суммарно 39 месторождений в базе данных). Эти рудные районы формировались в энсиалических обстановках, в режиме растяжения на активных континентальных окраинах и сложены известково-щелочными породами бимодальной базальт-риолитовой формации, с которыми ассоциируют конгломераты и турбидиты. В разрезе формации доля кислых разностей вулканогенных пород достигает 70% (Шеллефте) и даже 90% (Бергслаген). Геохимические особенности вулканитов позволяют интерпретировать тектоническую позицию рудных районов как островные дуги, задуговые, внутри- или междуговые рифты в пределах окраинноконтинентальных вулканических дуг или континентальные рифты (Lofgren, 1979; Loberg, 1980; Allen et al., 1996; Oen, 1987; Weihed et al., 1992).
По геохимическим признакам месторождения этих районов напоминают фанеро-зойские месторождения типа куроко. Они характеризуются полиметаллическим составом, преобладанием РЬ над Си, высокими содержаниями Ag (до 350 г/т), золота (до 15 г/т), Sb (0,06-0,23%), Hg (до 0,034%) и др. металлов, сходным спектром отношений Au/Ag. В то же время по сравнению с фанерозойскими месторождениями типа куроко они отличаются более низкими средними содержаниями Си, РЬ, а на соответствующих им гистограммах крупнейшие пики смещены в сторону более низких значений 100Cu/(Cu+Zn) и 100Pb/(Pb+Zn). Хотя в рудах палеопротерозойских аналогов типа куроко содержания Ag повышены по сравнению с одновозрастными месторождениями-аналогами других типов, в среднем они ниже, чем на фанерозойских месторождениях типа куроко (41 против 62,8г/т), а отношения Au/Ag более высокие (0,038). По величинам Cu/Zn и Pb/Zn в суммарных запасах металлов (соответственно 1:6,0 и 1:5,1) палео-протерозойские аналоги месторождений типа куроко занимают положение промежуточное между фанерозойскими и архейскими месторождениями.
В качестве древних, палеопротерозойских аналогов месторождений уральского типа рассматриваются сформировавшиеся в энсиматических обстановках месторождения палеопротерозойских зеленокаменных поясов южной части провинции Черчилл (Флин-Флон, Расти-Лейк, Линн-Лейк, комплекс Киссейнью), Лабрадорского трога, района Джером, а также провинции Южная Канадского щита. Их общей чертой является резкое преобладание вулканитов базальтового состава над риолитовыми, которые вносят не более 5 -10% в объем бимодальных рудоносных формаций. По сравнению с близкими им
по возрасту месторождениями Балтийского щита эти месторождения характеризуются медно-цинковым составом руд при практически полном отсутствии РЬ, более равномерным распределением как месторождений, так и запасов руды по величинам 100Cu/(Cu+Zn), повышенным средним содержанием Си, относительно высоким отношением Cu/Zn в суммарных запасах (1:2), сравнительно низким средним содержанием Ag (31 г/т) и значительно более высоким отношением Au/Ag (0,065). Эти месторождения напоминают фанерозойские месторождения уральского типа очень низкими содержаниями РЬ (0,1% и 0,06% соответственно) и отношениями Pb/Zn в суммарных запасах (1:33 против 1:28), широким спектром отношений Cu/(Cu+Zn), содержаниями Аи и Ag, высоким отношением Au/Ag и средними величинами отношения Ag/Pb (87,4 против 68). Устанавливаемые отличия от фанерозойских месторождений уральского типа носят систематический характер: по средним содержаниям Си, Zn, РЬ и Ag в рудах, отношениям Cu/Zn и Ag/Pb в суммарных запасах эти папеопротерозойские месторождения являются промежуточными между фанерозойскими месторождениями уральского типа и их архейскими месторождениями-аналогами.
Образование палеопротерозойских месторождений-аналогов, как и собственно фанерозойских месторождений уральского и куроко типов, по времени совпало со сбором суперконтинента (Пангеи 1) и пиком активности мантийных суперплюмов.
Мезо- и неоархейские месторождения встречаются в зеленокаменных поясах провинций Сьюпериор и Слейв Канадского щита, а также блоков Иилгарн и Пилбара Зап. Австралии. По ряду признаков заложение зеленокаменных поясов, видимо, происходило на протоконтинентальной коре в результате рифтинга, переходившего в спрединг, а в их строении принимают участие вулканогенные породы бимодальной или последовательно-дифференцированной формации, что отражает преобладание рифтогенной или суб-дукционной обстановки (Хаин, Божко, 1988; Хаин, 2000). Колчеданные месторождения приурочены к участкам развития кислых дифференциатов и контролируются палеовул-каническими структурами (кальдерообразными депрессиями, экструзивными куполами и др.). Выборка архейских месторождений не является однородной и их можно подразделить на две группы, которые по ряду признаков близки месторождениям уральского и куроко типов, хотя и отличаются от них по некоторым характеристикам.
Намного более многочисленная группа включает 145 месторождений в зеленокаменных поясах Вава, Абитиби, Учи провинции Сьюпериор, Хай-Лейк и др. в провинции Слейв, блоках Пилбара и Иилгарн. Состав рудоносных формаций характеризуется сменой снизу вверх по разрезу толеитовых пород известково-щелочными, а также резко подчиненной ролью кислых вулканитов. Классическими являются месторождения зеле-нокаменного пояса Абитиби. Они связаны с участками проявления кислых вулканитов, в целом составляющих небольшую долю разреза формации, и напоминают более поздние месторождения уральского типа.
Неоархейские месторождения-аналоги уральского типа характеризуются медно-цинковым составом руд, существенным преобладанием Zn над Си при их средних содержаниях соответственно 3,3 и 1,1% и практическим отсутствием РЬ. Только среди неоархейских аналогов уральского типа встречены месторождения, которые правильнее было бы называть цинковоколчеданными в связи с отсутствием в их рудах промышленных количеств не только свинца, но и меди (7 небольших по запасам месторождений в поясе Абитиби). Месторождения этой группы характеризуются относительно равномерным распределением по величинам 100Cu/(Cu+Zn) и в то же время крайне незначитель-
ными вариациями величины 100Pb/(Pb+Zn), которая в подавляющем большинстве случаев не превышает 10. По этим характеристикам неоархейские аналоги месторождений уральского типа практически неотличимы от палеопротерозойских аналогов и от фане-розойских месторождений уральского типа. Средние отношения СиМп и РЬ//п в суммарных запасах для них составляют соответственно 1:3 и 1:44, т.е. оказываются намного ниже, а содержания Ад и величина серебро-свинцового отношения - намного выше, чем для палеопротерозойских аналогов и тем более фанерозойских месторождений уральского типа.
Неоархейские месторождения-аналоги уральского типа обладают довольно крупными средними и медианными запасами руды, хотя по этому показателю они, безусловно, уступают фанерозойским месторождениям. Крупнейшими среди них являются месторождения Хорн, Кидд-Крик, Геко, на каждом из которых запасы превышают 50 млн т руды.
Вторая группа неоархейских месторождений включает 10 рудных объектов, очень компактно размещенных в пределах зеленокаменных поясов Вабигун в провинции Сью-периор и Хакетт-Ривер в провинции Слейв. Важнейшим признаком месторождений этой группы, сближающим их с более поздними месторождениями типа куроко, является преобладание кислых вулканогенных пород (преимущественно пирокластических) в составе рудоносной формации. Руды месторождений характеризуются колчеданно-полиметаллическим составом при резком преобладании цинка (свыше 80% в сумме металлов). Как и на палеопротерозойских месторождениях-аналогах типа куроко, среднее содержание свинца (0,96%) превышает содержание меди (0,6%). Подобно многим фанерозойским месторождениям типа куроко, руды месторождений этой группы содержат разнообразные сульфосоли. По сравнению с одновозрастными месторождениями-аналогами уральского типа они беднее Си и Аи, но богаче 2.п, РЬ и Ag, а также характеризуются неравномерным распределением месторождений и соответствующих запасов руды по величинам 100Си/(Си+2п) и несколько более широким спектром значений 100РЬ/(РЬ+2п). Иными словами по этим показателям соотношения между неоархейскими аналогами уральского и куроко типов оказываются точно такими же, как и между па-леопротерозойскими и фанерозойскими. Среди всех типов колчеданных месторождений вулканической ассоциации и их разновозрастных аналогов неоархейские месторождения-аналоги типа куроко отличаются наивысшей степенью обогащения цинком относительно меди (Си : гп = 1 : 10,3) и серебром относительно золота (Аи : Ag = 0,003).
Среди неоархейских месторождений-аналогов типа куроко крупные по запасам объекты практически не встречаются (запасы крупнейшего месторождения Батерст-Норсмайнс составляют около 19 млн т руды). Как по медианным (3000 тыс. т), так и особенно по средним запасам (около 4400 тыс. т), они значительно уступают не только фанерозойским месторождениям типов куроко и уральского, но и их палеопротерозой-ским аналогам.
Подразделение месторождений неоархейского возраста на две группы согласуется с представлениями о двух типах неоархейских зеленокаменных поясов (Хаин, Божко, 1988), различия между которыми в конечном счете сводятся к масштабам растяжения сиалического протоконтинентального основания поясов. В зеленокаменные поясах Вабигун в провинции Сьюпериор и Хакетт-Ривер в провинции Слейв, где распространены месторождения-аналоги типа куроко, бимодальный характер вулканизма при преобладании кислых вулканитов в разрезе формации свидетельствует о сохранении под всем
поясом сплошности сиалического основания, хотя и утоненного и пронизанного внедрениями основной - ультраосновной магмы (пояса неполного развития). В то же время месторождения-аналоги уральского типа тяготеют к поясам полного развития, которым был свойствен переход от рифтинга начальных стадий развития к ограниченному спре-дингу с образованием «протоофиолитовой» коры, и вероятно, субдукции. Она была ответственна за смену толеитового вулканизма известково-щелочным, который напоминал современный островодужный. Формирование неоархейских зеленокаменных поясов и в их пределах колчеданоносных рудных районов с месторождениями-аналогами уральского и куроко типов совпало с крупнейшим пиком активности мантийных супер-плюмов, непосредственно предшествовало становлению Пангеи 0 и прекратилось после сбора суперконтинента.
Эволюция признаков колчеданных месторождений различных типов
В своем настоящем виде дифференциация колчеданных месторождений на типы проявилась в конце протерозоя - палеозое в ходе суперконтинентального цикла палеозойской Пангеи. Однако история формирования месторождений кипрского типа может быть прослежена до палеопротерозоя, вплоть до начала сбора Пангеи 1, а типа бесси -по крайней мере, до начала раскола этого суперконтинента в мезопротерозое. Аналоги фанерозойских типов уральского и куроко идентифицируются, уже среди месторождений неоархейского возраста. В дальнейшем каждый из них претерпевал эволюцию признаков в соответствии с развитием литосферы и внешних геосфер Земли.
Одним из важнейших аспектов этой эволюции явилось постепенное изменение состава руд месторождений разных типов при сохранении общих соотношений между ними. Поскольку не установлено месторождений-аналогов кипрского типа древнее 2,0 млрд лет и месторождений, аналогичных относимым к типу бесси, древнее 1,44 млрд лет, то в наиболее полном виде эта эволюция может быть прослежена на примере месторождений уральского и куроко типов и их древних аналогов.
При переходе от неоархейских месторождений-аналогов типа куроко к палеопроте-розойским и далее к фанерозойским происходит закономерное обогащение их руд медью и свинцом относительно цинка (отношения Си!Ъп возрастают в 4 раза, а - в 2,4 раза) (табл. 3, рис. 5). Это достигается за счет как роста средних содержаний Си (в 2,5 раза) и РЬ (в 1,4 раза), так и снижения средних содержаний 7л (в 1,8 раза). Смещение соответствующих точек на диаграмме «1()0Си/(Си^7,п) - Ag/Pb» (рис. 6) показывает, что в этом же ряду в целом закономерно уменьшается серебро-свинцовое отношение (в 4,3 раза). Это также является результатом снижения средних содержаний Ag (в 2,5 раза) и роста содержаний РЬ.
Причиной изменений такого рода является эволюция планеты, в частности дифференциация вещества Земли, ее остывание и связанные с этим изменения тектонических режимов и механизмов магмообразования. Мезо- и неоархейские колчеданные месторождения располагаются в пределах зеленокаменных поясов, средний состав которых отвечает коматиитам. Выплавление таких высокотемпературных (до 1800°С) лав стало возможным благодаря зонной дифференциации земного вещества и связанному с этим выделению гравитационной энергии и разогреву верхней мантии. По мнению большинства исследователей, первые признаки горизонтальных перемещений литосферных плит проявились уже при формировании зеленокаменных поясов архея (например, Хаин,
Божко, 1988; de Wit, 1998; Хаин, 2000; Сорохтин и др., 2001; Сорохтин, Ушаков, 2002; Smithies et al., 2003).
eu
\ / \ 7\ л / \ / \ /
/Л
.....->;.....
-л A /V
4 4 /
Рис.5. Эволюция составов руд фа-нерозойских месторождений типов уральского и куроко (соответственно треугольники и квадратные значки без заливки) и их палеопро-терозойских и неоархейских аналогов (значки соответственно с серой и черной заливкой).
\/
W
\/ V
V7K7
\/\
Рис. 6. Эволюция составов руд колчеданных месторождений в архее-фанерозое: фанерозойские месторождения куроко (1), их палео-протерозойские (2) и неоархейские аналоги (6), фанерозойские месторождения уральского типа (3), их па-леопротерозойские (4) и неоархейские аналоги (5).
1000,0
Практически общим является мнение, что в архее верхняя мантия имела более высокую температуру и могла подвергаться плавлению с образованием коры океанического типа, которая отличалась повышенной мощностью, была более горячей и в течение длительного времени сохраняла высокую плавучесть, а скорости раздвижения ее в риф-товых зонах того времени (результат пластического рифтогенеза; Хаин, Божко, 1988) были исключительно высокими (Сорохтин и др., 2001). Все авторы практически едины во мнении, что таких условиях континентальная кора развивалась преимущественно за счет плавления мощной протоокеанической коматиитовой коры в областях торошения и скучивания океанической коры (Сорохтин, Ушаков, 2002; Сорохтин и др., 2001; de Wit, 1998) или ее пологой субдукции (Abbott et al., 1994; Smithies et al., 2003) без участия мантийного клина. Имевшие при этом место вулканические процессы сопровождались образованием колчеданных месторождений тех металлов, которые претерпели предварительное обогащение при выплавке коматиитов. В районе крупнейшего неоархейского колчеданного месторождения Кидд-Крик, например, установлено сильное обогащение
32
коматиитовых лав № (0,03-0,13%), Со (0,008-0,01%), Сг (0,17-0,28%), V (0,12-0,20%), а также Zn (0,003-0,007%); содержания Си были в 10-20 раз ниже, чем Zn (Robinson, Hutchinson, 1982). Руды колчеданных месторождений (неоархейских аналогов месторождений уральского типа), связанных с образованием при переплавлении коматиитов базальтовых, андезитовых и риолитовых лав, состав которых изменялся от толеитового до из-вестково-щелочного в верхней части разреза вулканогенных формаций, таким образом, наследовали обогащение Zn и низкие отношения Cu/Zn. Аналогичные причины действовали и в отношении месторождений-аналогов типа куроко.
По мере снижения температуры верхней мантии происходило снижение скорости субдукции, возросли углы погружения слэба, а в процессах магмообразования на активных окраинах плит возросла роль частичного плавления пород мантийного клина. Образование ювенильной океанической коры стало происходить за счет выплавки более легкоплавких базальтов, характеризовавшихся более высокими содержаниями Си и отношениями Cu/Zn. Это повлекло соответствующие изменения составов руд протерозойских месторождений-аналогов типов уральского и куроко, а в дальнейшем и собственно месторождений эти типов.
Примечательно, что средние содержания РЬ в рудах возрастают только на месторождениях, образовывавшихся в энсиалических обстановках, тогда как на месторождениях уральского типа и их древних аналогах они остаются почти неизменными в течение последних почти 2,8 млрд лет. Это указывает на эволюцию состава образующейся континентальной коры как на возможную причину обогащения свинцом руд месторождений типа куроко и их аналогов. При их образовании важную роль играли кислые магмы, связанные с переработкой вещества сиалической коры. Наиболее древние из таких месторождений формировались в пределах неоархейских зеленокаменных поясов неполного развития, где протосиалическая кора являлась результатом частичного плавления нижней части базальт-коматиитовой коры и отвечала по составу натровым гранитоидам то-налит-трондьемит-гранодиоритовой (ТТГ) ассоциации, бедным литофильными элементами с большим ионным радиусом. Колчеданные месторождения, формировавшиеся в энсиалических обстановках, стали по существу первыми в истории Земли месторождениями свинецсодержащих руд. Однако содержания свинца в них были еще очень низкими, как и отношение Pb/Zn.
В дальнейшем континентальная кора разрасталась за счет присоединения к крато-нам островных дуг, сложенных известково-щелочными вулканитами. Последние являлись результатом частичного плавления метасоматизированной мантии при участии летучих, отделявшихся при дегидратации погружавшегося слэба. Известково-щелочным магмам были свойственны повышенные содержания элементов с крупными ионными радиусами, в том числе К, Rb, Cs, Pb, U, Th, Ba. Таким образом, со временем состав континентальной коры постепенно менялся, и в ходе каждого следующего суперконтинентального цикла в процессах магмообразования участвовала континентальная кора, обогащенная свинцом по сравнению с предыдущим циклом. Это обусловило возрастание как средних содержаний РЬ, так и отношений Pb/Zn в рудах месторождений, при образовании которых кора континентального типа являлась одним из источников рудного вещества.
Сходным образом изменяются и соответствующие геохимические показатели месторождений уральского типа и их аналогов. От древнейших, неоархейских, аналогов к палеопротерозойским и, наконец, классическим фанерозойским месторождениям ураль-
ского типа происходит увеличение отношения Си!Ъп в 3 раза. Оно является результатом возрастания средних содержаний Си в 1,5 раза при одновременном снижении содержаний 2пв2 раза. Хотя месторождений с промышленно значимыми содержаниями РЬ среди этих месторождений мало, тем не менее можно говорить о возрастании в том же ряду отношения РЬЙп в 1,6 раза (достигается, главным образом, за счет снижения средних содержаний 7.п), а также о снижении величины Ад/РЬ в 3,3 раза (в основном, за счет уменьшения содержаний Ag в рудах). Таким образом, можно говорить об однонаправленности эволюции составов руд месторождений разных типов и их докембрийских аналогов.
Положение 3. В каждую из эпох колчеданообразования 25-75% запасов металлов сосредоточивалось на вновь образованных крупных и особо крупных месторождениях Их численность возрастала от ранних к более поздним эпохам, они чаще связаны с бимодальными или последовательно дифференцированными формациями и относятся к тем типам, рядовые представители которых отличаются относительно большими запасами руды и металлов. Большинство их расположено в главнейших колчеданоносных провинциях мира, лидирующих как по общим запасам руды и металлов, так и по численности и суммарным запасам встречающихся в их пределах рядовых месторождений. Наряду с формационным, важными факторами образования крупных месторождений являлись также близость источников рудного вещества, благоприятные структурные условия, продолжительность процессов рудо-образования и периодов спокойного вулканического режима.
Критерии выделения крупных и особо крупных колчеданных месторождений вулканической ассоциации
Выделение группы крупных и особо крупных колчеданных месторождений основывалось на анализе кумулятивных кривых запасов руды, Си, 7,п, РЬ месторождений, включенных в базу данных. К крупным отнесены месторождения, на которых запасы хотя бы по одному из металлов превышают 1 млн т Си, 2 млн т Хп, 0,6 млн т РЬ. Выборка из 691 месторождения включает 44 таких месторождения (табл. 4), 32 из которых удовлетворяют найденному критерию крупности и по тоннажу руды (>40 млн т). Таким образом, крупные и особо крупные месторождения составляют около 6,4% от их общей численности, но на них сосредоточено 53% суммарных мировых запасов колчеданных руд, 57% запасов Си, 54% запасов Zn и 68% запасов РЬ. С учетом неполноты базы данных истинная доля таких объектов среди колчеданных месторождений, видимо, не превышает 45%. К особо крупным отнесены только 4 месторождения колчеданного семейства, запасы которых в пять и более раз превышают принятые для крупных месторождений. Многие колчеданные месторождения являются также крупными и даже особо крупными по запасам Ад и Аи.
Эпохи образования крупных и особо крупных месторождений
Крупные колчеданные месторождения вулканической ассоциации образовывались на протяжении последних 2750 млн лет и исключительно неравномерно распределены в геологическом времени. Наиболее древние из них (2720-2715 млн лет) сформировались в неоархейских зеленокаменных поясах Вава и Абитиби (рудные районы Норанда, Матта-гами, Тимминс). На них сосредоточено 5,3% общих мировых запасов колчеданных руд,
Таблица 4. Крупные и особо крупные колчеданные месторождения вулканической ассоциации
Провинция/рудный Название Крупные запасы' Номер
район Си РЬ Ъа. руда на
карте
Иберийский колче- Алжу стрел + + + + 1
данный пояс Невиш-Корву ++ ++ + + 2
Рио-Тинто ++ ++ ++ + 3
Лос-Фраилес + + + 4
Лас-Крусес + 5
Азналкольяр + + + 6
Сотиель + + + 7
Тарсис + + 8
Урал Гайское -н- + + 9
Дегтярское + + 10
Сибайское + + 11
Подольское + + 12
Левихинское + 13
Узельгинское + + + 14
Учалинское + + 15
Рудный Алтай Риддер-Сокольное + + + 16
Чекмарь + + 17
Тишинское + + 18
Зыряновское + + 19
Малеевское + + + 20
Николаевское + + 21
Орловское + + 22
Корбалихинское + 23
Абитиби Хорн + + 24
Кидд-Крик + + + 25
Маттагами + 26
Южная Крандон + + 27
Манитувейдж Геко + + + 28
Черчилл Флин-Флон + + + 29
Брансуик №12 ++ ++ + 30
Аппалачи Дактаун + + 31
Бакане + + 32
Амблер Арктик + + 33
Британская Уинди-Крагги + + 34
Колумбия
Джером Юнайтед-Верде + 35
иух
Мексика Сан-Николас + + 36
Бергслаген Зинкгруван + + + 37
Гарпенберг + + 38
Оутокумпу Оутокумпу + 39
Западное Забайкалье Озерное + + + 40
Пояс зеленых туфов Ханаока + + 41
Пояс Маунт-Рид Хельер + + 42
Розбери + + 43
Маунт-Лайель + + 44
Примечание: 1 двойным крестиком обозначены особо крупные запасы металлов
5,0% Си, 0,7% Pb и 5,2% Zn. Однако в последующие 900 млн лет крупные месторождения практически не возникали.
В конце палеопротерозоя образовалась группа месторождений в рудном районе Джером, провинциях Южная и Черчилл Канадского щита, а также провинции Бергслаген и районе Оутокумпу Балтийского щита. Запасы крупных месторождений в этих районах составляют около 3,1% общих запасов колчеданных руд, 5,5% Си, 3,4% РЬ, 5,0% Zn. В неопротерозое крупные месторождения по существу не известны (единственным исключением является месторождение Дактаун в Аппалачах). Основная же масса крупных и особо крупных месторождений (31 из 44) образовалась в раннем-среднем палеозое (до раннего карбона включительно) в Зап. Забайкалье и вулканическом поясе Маунт-Рид на Тасмании (кембрийские; 3,4% мировых запасов руды, 1,3% Си, 7,7% РЬ, 5,8% Zn), а также в районе Батерст - Нью-Касл, на Ньюфаундленде (ордовикские; 1,9% запасов руды, 0,6% Си, 12,7% РЬ, 6,3% Zn) и Урале (силурийские; 1,6% запасов руды, 1,9 % Си, 0,2% РЬ, 1,0% Zn). Максимум образования крупных месторождений пришелся на девонское (14 месторождений на Урале, Рудном Алтае, Аляске) и раннекаменноуголыюе время (8 месторождений Иберийского колчеданного пояса). К этому же времени относится и становление трех особо крупных месторождений (Рио-Тинто, Невиш-Корву, Гайское). На крупных месторождениях среднепалеозойского возраста сосредоточено 30,2% мировых запасов колчеданных руд, 35,% Си, 42,9% РЬ и свыше 27,1% Zn. В мезозое и кайнозое лишь единичные крупные месторождения образовывались в Брит. Колумбии (Уинди-Крагги), Мексике (Сан-Николас) и Поясе зеленых туфов (Ханаока).
Пики колчеданообразования, отвечающие периодам быстрого сближения блоков континентальной коры по зонам субдукции и сбора суперконтинентов, сохраняются даже если учитываются только запасы рядовых колчеданных месторождений. Однако максимумы образования крупных и особо крупных месторождений (37 месторождений из 44) приходятся именно на периоды 2750 - 2700 млн лет, 1900 - 1850 млн лет, а также на кембрий - ранний ордовик и особенно девонско-раннекаменноугольное время, т.е. практически совпадают с крупнейшими пиками колчеданообразования вообще.
С течением времени, от ранних к более поздним эпохам колчеданообразования постепенно возрастало число возникавших крупных месторождений и их доля в запасах колчеданных руд и металлов соответствующего возраста. Если в архейско-палеопротерозойскую эпоху при сборе Пангеи 0 четыре крупных месторождения внесли в суммарные запасы 30% руды, 46% Си, 25% РЬ и 36% Zn, то в палеопротерозойско-мезопротерозойскую эпоху доля пяти крупных месторождений в запасах составляла соответственно 34%, 50%, 50% и 42%, а в неопротерозойско-раннемезозойскую (32 крупных месторождения) - 60%, 63%, 75% и 64%.
Как было показано выше, пики образования месторождений типа бесси смещены относительно главных максимумов образования колчеданных месторождений иных типов и приходятся на поздний докембрий (после 800 млн лет) и пермь-триас. Они сохраняются, даже если учитываются лишь запасы рядовых объектов. Именно этим эпизодам и отвечает появление двух крупных месторождений этого типа (Дактаун в неопротерозое и Уинди-Крагги в триасе).
Таким образом, не существовало никаких особых эпох, когда бы преимущественно образовывались крупные колчеданные месторождения. Возможности образования крупных и особо крупных колчеданных объектов, видимо, возрастали в непродолжительные периоды широчайшего развития вулканизма и массового образования разномасштабных
вулканогенных колчеданных месторождений, непосредственно предшествовавшие сбору суперконтинентов. От более ранних суперконтинентальных циклов к более поздним все возраставшая доля мировых запасов колчеданных руд, меди, цинка и свинца аккумулировалась в крупных месторождениях, численность которых также закономерно возрастала. Крупные и особо крупные колчеданные месторождения различных типов в своем распределении в пространстве и во времени подчинялись тем же закономерностям, что и гораздо более многочисленные средние и мелкие объекты тех же типов.
Распределение крупных месторождений по провинциям
Колчеданоносные провинции представляют собой крупные участки земной коры, которые по масштабу отвечают тектоническим провинциям и включают более или менее крупные и многочисленные колчеданные месторождения вулканической ассоциации. Такие провинции отвечают металлогеническим таксонам первого (например, Уральская провинция) или второго порядка (например, пояс Рудного Алтая, пояс Абитиби), по В.И. Смирнову (1986). Хотя практически каждая тектоническая провинция, имеющая в своем составе в качестве важной составляющей субмаринные вулканогенные породы, содержит по крайней мере небольшие месторождения колчеданного семейства, действительно крупными запасами, превышающими 2% мировых (160 млн т руды), обладают лишь 8 провинций (Иберийский колчеданный пояс, Урал, пояс Абитиби, Рудный Алтай, Черчилл, Брит. Колумбия, Аппалачи, пояс Маунт-Рид). В этих провинциях сосредоточено 75% всех мировых запасов руды и подавляющая часть запасов Си, РЬ в рудах колчеданных месторождений вулканической ассоциации (табл. 5).
Таблица 5. Крупнейшие колчеданоносные провинции мира
Провинция Возраст месторож- Число месторожде- Запасы руды,
дении ний (в том числе крупных) млн т
Иберийский кол- С, около 100 (8) 1472,2
чеданный пояс
Урал o-d2 90 (7) 1199,4
Абитиби na (2700-2717 млн лет) 105 (3) 970,8
Аппалачи np-d, 104 (3) 674,5
Рудный Алтай d 36(8) 655
Брит. Колумбия d-k 42(1) 636,5
Черчилл РР (1850-1890 млн лет) 67(1) 273,1
Маунт-Рид -Сг 5(3) 152,9
Крупные и особо крупные месторождения установлены лишь в 17 рудных провинциях и распределены между ними весьма неравномерно. Из 44 месторождений такого масштаба 33 находятся в восьми перечисленных самых крупных по запасам провинциях. Наибольшее число их встречается в Иберийском колчеданном поясе, на Урале и Рудном Алтае (8, 7 и 8 месторождений соответственно), входящих в число пяти крупнейших по запасам руды и металлов колчеданоносных провинций мира. В них доля крупных объектов в структуре запасов изменяется от 69 до 83%. Лишь в зеленокаменном поясе Абитиби
при колоссальных суммарных запасах колчеданных руд численность крупных месторождений непропорционально мала (2 месторождения с 38% запасов руды этой провинции).
Однако перечисленные провинции являются крупнейшими по запасам не только из-за наличия крупных месторождений, но и из-за присутствия необычайно многочисленных месторождений рядовых по запасам (они включают 80% всех месторождений в базе данных). Две эти причины обусловливают исключительно высокую среднюю концентрацию запасов металлов (Си+РЬ+7п) в таких провинциях, достигающую 9,9 и 9,0 кг/м2 соответственно в Иберийском колчеданном поясе и поясе Маунт-Рид (наиболее и наименее значительной из восьми главнейших провинций). Наиболее крупные колчеданоносные провинции остаются таковыми, даже если учитываются только запасы рядовых месторождений, хотя порядок их в ряду убывания запасов несколько изменяется. Таким образом, появление крупных месторождений оказывалось более вероятным в провинциях, крупных по запасам руды и металлов и лидирующих по числу встречающихся в их пределах средних и мелких рудных объектов.
Распределение крупных месторождений по типам
Подавляющее большинство неопротерозойско-фанерозойских крупных и особо крупных месторождений колчеданного семейства относятся к типам уральскому (Си-2п; 8 месторождений) и куроко (Си-РЬ^п-А§; 23 месторождения). Лишь двумя крупными объектами (Дактаун и Уинди-Крагги) представлены месторождения типа бесси. Среди месторождений кипрского типа рудные объекты такого масштаба отсутствуют.
Рядовым месторождениям кипрского типа отвечают наименьшие средние значения запасов руды (3,94 млн т) и металлов (85 тыс. т Си, 27 тыс. т '¿п) и самые низкие медианные их запасы (50% месторождений этого типа имеют запасы меньше 1,7 млн т руды, 26 тыс. т Си и 1 тыс. т 7м) (табл. 6). Более высокие средние и медианные значения свойственны группе рядовых месторождений типа бесси. В отношении меди наивысшие показатели отвечают месторождениям уральского, а в отношении цинка - уральского и куроко типов, рядовые представители которых оказываются в целом более крупными по сравнению с рядовыми объектами типа бесси и особенно кипрского типа.
Таблица 6. Средние характеристики запасов металлов рядовых (средних и мелких) не-опротерозойско-фанерозойских колчеданных месторождений различных типов
Тип месторождений Запасы, тыс. т Кол-во крупных месторождений'
средние | медианные
Медь
уральский 125 43 7
бесси 124 53 2
кипрский 69 28 -
Цинк
куроко 265 95 13
уральский 137 55 3
бесси 53 3 -
кипрский 22 - -
Примечание: 1 указано количество месторождений, крупных по запасам данного металла
В число крупных входят 10 раннедокембрийских колчеданных месторождений, в отношении которых правильнее говорить лишь о признаках сходства с некоторыми из типов фанерозойских месторождений. Большинство крупных неоархейских и палеопро-терозойских колчеданных месторождений являются аналогами типов уральского (Кидд-Крик, Маттагами, Крандон, Флин-Флон, Хорн, Геко, Юнайтед-Верде иУХ) и куроко (Зинкгруван, Гарпенберг). Единственным исключение составляет месторождение Оуто-кумпу, которое может рассматриваться как древнейший аналог кипрского типа и является крупным по запасам меди.
Таким образом, крупные и особо крупные колчеданные месторождения чаще встречаются среди объектов тех типов, рядовые месторождения которых отличаются большими запасами руды и металлов (куроко и уральский типы и их раннедокембрийские аналоги).
Некоторые геологические особенности и условия образования крупных колчеданных месторождений вулканической ассоциации
По своим геологическим характеристикам и условиям образования крупные и особо крупные месторождения столь же разнообразны, как и колчеданные месторождения вулканической ассоциации вообще. В них проявлены все важнейшие признаки, свойственные рядовым месторождениям этого семейства (связь с определенными вулканогенными формациями, фациями вулканогенных пород и палеовулканическими структурами, ми-нералого-геохимические особенности, структурно-текстурные признаки руд и зональность рудных тел и т.д.). В связи с этим ниже речь пойдет о таких особенностях их геологического строения, состава или истории формирования, которые с одной стороны в какой-то степени отличают их от рядовых месторождений соответствующих типов, а с другой являются более или менее устойчивыми, т.е. повторяются на многих крупных объектах. При всем разнообразии факторов, определяющих крупные запасы месторождений в случае колчеданных месторождений вулканической ассоциации определяющую роль играли формационный, палеоструктурный факторы и фактор времени.
Важная роль формационного фактора подчеркивается тем, что подавляющее большинство крупных и особо крупных колчеданных месторождений относятся типам уральскому и куроко (или их докембрийским аналогам), для которых характерна параге-нетическая связь с последовательно дифференцированными или контрастными базальт-риолитовыми формациями. В базе данных установлено лишь три крупных месторождения, связанных с недифференцированными базальтоидными формациями и относящихся к типу бесси (Уинди-Крагги и Дактаун) и палеопротерозойским аналогам кипрского типа (Оутокумпу). Вместе с тем одного лишь формационного фактора не достаточно для формирования крупных месторождений, поскольку выборки месторождений уральского и куроко типов на 90-95% состоят из мелких или средних по запасам объектов. В связи с этим особую роль приобретают другие геологические особенности крупных месторождений, в том числе структурные условия их локализации, особенности режима вулканических извержений и гидротермальной активности при их формировании, близость источника рудного вещества и т.д.
Рудолокализующие структуры
Крупные месторождения исключительно редко встречаются изолированно, а обычно располагаются в пределах кластеров, включающих еще и многочисленные, часто раз-
новозрастные, но намного более мелкие месторождения. Главной причиной такой кластеризации является структурная.
Связь вулканогенных колчеданных месторождений и палеовулканических сооружений различных типов с высокопроницаемыми синвулканическими разломами, которые на разных этапах играли роль магмоподводящих или рудо подводящих структур, обусловила позицию многих колчеданных месторождений в пределах палеовулканических построек. Подавляющее большинство крупных месторождений уральского и куроко типов, а также их раннедокембрийских аналогов пространственно тесно связано с центрами кислого вулканизма (стратовулканами, экструзивными и экструзивно-лавовыми куполами и т.д.). Такая позиция характерна для Николаевского, Кидд-Крик, Хорн, Сан-Николас, Риддер-Соколыюго, Тишинского, Хельер и большинства других крупных месторождений. Они располагаются в пределах довольно узких полей развития риолитовых лав, туфов, туффитов кислого состава, зачастую слагающих непосредственно подрудную толщу. Важной особенностью таких структур является проявление кислого вулканизма преимущественно в экструзивной форме (Авдонин и др., 1978).
В локализации многих крупных месторождений (в их числе Батерст №12, Подольское, Маунт-Лайель, Розбери, Хельер, Ханаока, Ридер-Сокольное, Николаевское, возможно, Бакане) особая роль принадлежит субмаринным кальдерам или кальдерообраз-ным депрессиям, возникавшим в узлах пересечений региональных разломов (Whitehead, Goodfellow, 1978; Harley, 1979; Серавкин, 1986; Corbett, 1981; Ohmoto, Takahashi, 1983; Kirkham, Thurlow, 1987; Дергачев, Старостин, 1988). Такие депрессии обычно выполнены вулканогенными и осадочными образованиями. От обычных структурно-фациальных блоков их нередко отличала смена кислого вулканизма докальдерной стадии извержениями основной магмы на посткальдерном этапе (Тишинское, Николаевское, Риддер-Сокольное, Хельер и многие другие крупные месторождения). Интересной особенностью многих подобных структур являются продолжавшиеся в течение некоторого времени после их возникновения сближенные во времени и чередующиеся извержения в их пределах магм различного (кислого и основного) состава (например, на Николаевском месторождении). Некоторые из кальдерообразных депрессий сформировались в результате катастрофического обрушения, и последовавшее быстрое накопление в их пределах обломочных пород большой мощности явилось фактором, благоприятствовавшим сохранению от разрушения крупных скоплений сульфидных руд.
Крупные месторождения зачастую располагались на удалении от ограничивавших кальдеры кольцевых или линейных разломов и чаще тяготели к разломам более высоких порядков, осложнявшим строение депрессионных структур и служившим рудоподводя-щими каналами (например, на Подольском, Николаевском, Риддер-Сокольном, Тишинском, Хельер и других месторождениях). Сближенное, зачастую цепочечное размещение центров гидротермальной активности вдоль синвулканических нарушений и в узлах их пересечений обусловило множественность рудных тел на подавляющем большинстве крупных месторождений (Хорн, Кидд-Крик, Гайское, Сибайское, Подольское, Узельгин-ское, Учалинское, Корбалихинское, Орловское, Риддер-Сокольное, Рио-Тинто, Тарсис, Невиш-Корву, Ханаока, Бакане).
Рудоподводящие структуры и морфология подрудных прожилково-вкрапленных зон
Основная масса запасов большинства крупных месторождений сосредоточена в согласных залежах сплошных руд. Протяженность зон прожилково-вкрапленной минерали-
зации стратиграфически ниже согласных залежей и их вклад в запасы незначительны там, где породы стратиграфически лежачего бока представлены тонкообломочными осадочными образованиями (Дегтярское, Брансуик №12, Сан-Николас), оползневыми (Хорн) или фреатическим брекчиями (Крандон, Кидд-Крик) или туфами (Орловское, Не-виш-Корву и др.). При фильтрации гидротермальных флюидов через неконсолидированные тонкозернистые отложения каналы фильтрации закрывались, как только давление флюида падало (Goodfellow, Blaise, 1988; Luff et al., 1992). Кроме того, плохо проницаемые осадки препятствовали проникновению морских вод в каналы фильтрации гидротермальных растворов, тем самым ограничивая возможности их смешения, а следовательно и отложения сульфидов в рудоподводящих каналах. При разгрузке гидротермальных растворов в основании маломощных толщ грубообломочных пород последние могли играть роль своеобразных водоносных горизонтов, обеспечивая фильтрацию растворов к поверхности на большой площади (Large, 1992; Barret et al., 1991; Walker, Mannard, 1974; Walker et., 1975; Lambe, Rowe, 1987; Hutchinson, 1981). Результатом являлись протяженные в латеральном направлении стратифицированные зоны гидротермально-метасоматических изменений пород и относительно бедной прожилково-вкрапленной минерализации, которые имели довольно большую площадь в плане, но сравнительно небольшой вертикальный размах (максимально около 100 м на месторождении Кидд-Крик).
Однако для образования рудных тел с массой свыше 100 миллионов тонн было необходимо излияние огромного количества гидротермальных растворов и высокая вертикальная проницаемость подрудных пород, которая могла быть обеспечена лишь развитой и глубоко проникающей системой трещинных и разломных структур. Поэтому особенностью большинства крупных колчеданных месторождений являются исключительно хорошо развитые зоны прожилково-вкрапленных руд, обширные и глубоко проникающие в породы стратиграфически лежачего бока рудных тел. Важнейшими факторами их образования были хрупкость и проницаемость подрудных пород. Оптимальным условием для их развития являлось наличие в лежачем боку рудных тел лав различного состава, экструзивных тел риолитов и дацитов, некоторых типов претерпевших литификацию осадочных или гидротермально-осадочных образований (например, микрокварцитов и других кремнистых пород). Наличие в них густой сети трещин отдельности, трещин гидроразрыва, а также трещинных структур тектонического происхождения обеспечивало их высокую пористость и вертикальную проницаемость, позволяло сфокусировать разгрузку гидротермальных растворов в узких зонах и благоприятствовало быстрому смешению их с холодными морскими водами еще на значительных глубинах в рудоподводящих каналах. При достаточно высокой активности серы в составе растворов это приводило к образованию глубоко проникающей системы жил и прожилков типа выполнения свободного пространства. Участки их сгущения представляют собой весьма крупные рудные тела. Хотя подобные жильно-штокверковые зоны обычны и для многих рядовых месторождений, однако лишь на крупных объектах они достигают таких колоссальных масштабов и составляют значительную часть запасов крупных месторождений. Такая их роль в наибольшей степени проявлена, например, на месторождениях Рио-Тинто (рудные тела Планес и особенно Серро-Колорадо), Риддер-Сокольном, Флин-Флон, Подольском, а на месторождениях Чекмарь и Маунт-Лайель практически 100% известных запасов (около 100 млн т руды) сосредоточено в сложно построенных штокверковых зонах. Наличие хорошо развитой корневой прожилковой зоны стратиграфически ниже пластовых
41
рудных тел является важным признаком крупных месторождений даже тех типов, рядовые объекты которых этим признаком практически не обладают. Такие зоны очень плохо выражены или вовсе отсутствуют, например, на месторождениях типа бесси. Единственным исключением является крупнейшее для своего типа и вообще одно из крупнейших в мире по запасам руды месторождение Уинди-Крагги, где стратиграфически ниже рудных тел установлена хорошо развитая штокверковая зона, состоящая из многочисленных жил и прожилков кварц-карбонатного состава с пирротином, халькопиритом и более редким пиритом в хлоритизированных и местами брекчированных и окварцованных базальтовых лавах и туфах.
Длительность процессов рудообразования и палеовулканический режим
Масштаб рудных тел на многих месторождениях цветных и благородных металлов в значительной степени является функцией времени протекания процессов рудообразования (Авдонин, 2000). Большинство исследователей единодушно в том, что уникальным месторождениям свойственно совмещение в пространстве оруденения разных этапов и типов, а их рудные тела являются результатом рудообразующих процессов, протекавших зачастую в течение многих сотен миллионов лет (Гавриленко, Марин, 1996; Додин, Коробейников, 1998; Константинов, 1993; Рундквист, 1997; Черников, 1998).
Колчеданные месторождения вулканической ассоциации по сути дела являются результатом единого и практически непрерывного процесса и применительно к ним следует говорить о совершенно ином масштабе продолжительности рудогенеза. Однако ни на одном крупном месторождении этого семейства, том числе и тех 3^1 месторождениях, запасы цветных металлов которых по самым жестким критериям могут быть отнесены к уникальным, не устанавливается наложения на его рудные тела какой-либо значительно более поздней минерализации, сильно изменившей запасы его первичных вулканогенно-осадочных и гидротермально-метасоматических жилыю-штокверковых руд. Вместе с тем накопление запасов большинства крупных колчеданных месторождений явилось результатом более длительного (по сравнению с рядовыми объектами) развития гидротермальных процессов. О большой продолжительности периода гидротермальной активности на разных месторождениях позволяют судить, в частности, системы согласных рудных тел и зоны штокверковой минерализации, встречающиеся на разных стратиграфических уровнях в пределах рудовмещающих свит (Озерное, Хорн, Гайское, Узельгинское, Левихинское, Николаевское месторождения), рудные тела сложной морфологии, представляющие собой этажно расположенные линзы, соединенные общей стержневой зоной (Сибайское месторождение), гидротермальные изменения пород стратиграфически висячего бока согласных рудных тел (Хельер, Арктик, Сибайское, Подольское, Узельгинское, Учалинское), а также широкое распространение гидротермально-осадочных пород в разрезе над- и подрудных толщ (Рио-Тинто, Сотиель, Тарсис, Батерст №12, Риддер-Сокольное).
Большая длительность гидротермальной активности, являвшаяся важной предпосылкой образования крупных запасов колчеданных руд, не была достаточным условием их формирования. Крупные месторождения вообще образуются не непосредственно в эпохи высокой магматической или тектонической активности, а в периоды, следующие за ними, когда стабильный тектонический режим обеспечивает сохранение благоприятных рудоподводящих и рудолокализующих структур и фациальной обстановки, бесперебойное функционирование источника рудного вещества и растворов (например, Авдо-
нин, 2000). Учитывая обычную связь вулканизма с тектоническими процессами, а также сравнительно небольшую абсолютную продолжительность процессов рудообразования на колчеданных месторождениях и их вулканогенную природу, применительно к ним, видимо, более справедливо говорить об особенностях палеовулканического режима.
Процессы рудообразования на многих колчеданных месторождениях приобретали особый размах в периоды относительного затишья вулканических процессов, когда гидротермальная активность не прерывалась и не подавлялась извержениями большого количества лавового и пирокластического материала. Это в полной мере относится к крупным и особо крупным месторождениям. Более того, вероятность образования крупных запасов, видимо, возрастала там, где такие периоды оказывались более продолжительными. На многих крупных колчеданных объектах судить о большой длительности перерывов в извержениях можно по характеру и мощности подрудных и надрудных пород. Поскольку для образования крупных масс колчеданных руд и сохранения их от частичного или полного разрушения был необходим относительно спокойный режим, можно предположить, что периоду рудообразования будет отвечать накопление пелагических осадков большой мощности за пределами рудных тел и непосредственно стратиграфически выше их (вулканогенно-осадочные и гидротермально-осадочные породы общей мощностью 1,5 км на месторождении Зинкгруван, разновозрастные фреатические брекчии большой мощности на месторождении Крадон, мощные осадочные пачки на Дегтяр-ском, Тишинском, Невиш-Корву, Ханаока, Руттан, Брансуик №12 и др. месторождениях).
В группе крупных месторождений встречаются и противоположные примеры, когда гидротермально-осадочный процесс протекал в течение сравнительно короткого времени и внезапно прерывался мощными взрывными извержениями и излияниями лав (месторождения Хельер и Розбери). В обоих этих примерах перерыв в вулканических извержениях, в течение которого гидротермально-осадочный процесс приводил к накоплению рудных тел, по-видимому, был относительно непродолжительным, масса образовывавшихся рудных тел оказывалась очень невелика (в обоих случаях около 19 млн т руды), и эти месторождения попадают в группу крупных лишь благодаря исключительно высоким средним содержаниям металлов (в сумме более 20%).
Таким образом, необходимым условием формирования практически всех крупных колчеданных месторождений с содержаниями Си, РЬ и Zn обычными для соответствующих типов, и следовательно, с большой массой рудных тел являлось более длительное, чем на большинстве рядовых месторождений, функционирование гидротермальной системы, носившее часто пульсационный характер и сочетавшееся с очень продолжительным периодом спокойного режима вулканических извержений.
Соотношение проксимальных и дистальных рудных тел
Подавляющее большинство крупных колчеданных объектов (в том числе Рио-Тинто, Невиш-Корву, Асналкольяр, Николаевское, Чекмарь, Риддер-Соколыюе, Орловское, Тишинское, Зыряновское, Гайское, Сибайское, Подольское, Брансуик №12, Флин-Флон, Крандон, Хельер, Розбери, Маунт-Лайель, Уинди-Крагги, Арктик, Сан-Николас, Хорн, Бакане) относится к проксимальным и несет характерные черты месторождений этого типа (Large, 1977; Plimer, 1978). На них, также как на большинстве рядовых колчеданных месторождений, рудные тела залегают стратиграфически выше мощных толщ вулканогенных (лавовых и пирокластических) образований, имеют грибообразную форму, демонстрируют в различной степени проявленное зональное распределение метал-
лов, а стратиграфически ниже, по крайней мере, некоторых из их согласных тел автохтонных руд устанавливаются более или менее хорошо выраженные трубообразные секущие или стратифицированные зоны гидротермально-метасоматических изменений пород и жильной, прожилковой и вкрапленной минерализации.
Довольно часто крупные месторождения возникали в пределах палеодепрессий и потому избежали полного или частичного разрушения (например, Тишинское, Орловское, Флин-Флон, Крандон и др.). Однако почти на всех крупных месторождениях в той или иной степени проявлены процессы некоторого перераспределения рудного вещества после его отложения. Фланги согласных залежей нередко сложены обломочными, слоистыми разностями руд, несущими следы оползания рудного осадка (складки оползания и другие признаки), которые свидетельствуют о незначительном перемещении руд (проксимальные аплохтонные руды). Разнообразные признаки оползания рудного осадка наблюдаются, например, на Рио-Тинто и ряде других месторождений Иберийского пояса. Следы подводного размыва рудных тел или разрушения их в результате фреатических взрывов, сортировки и переотложения рудных обломков на флангах рудных тел или стратиграфически выше их установлены на Николаевском, Риддер-Сокольном, Орловском, Крандон, Арктик, Батерст №12, Подольском, Сибайском, Узельгинском, Бакане (рудные тела Ориенталь, Сандфил, Миддл-Бранч, Маклин-Ротмир), Кидд-Крик и многих других в целом проксимальных автохтонных месторождениях.
Причиной этого является формирование многих крупных проксимальных месторождений на поднятиях палеорельефа. Положение главных рудных тел в верхней части склонов или на вершинах различных по происхождению купольных структур характерно для многих крупных колчеданных месторождений, возраст которых изменяется от неоархейского до миоценового. В большинстве случаев они бывают представлены куполообразными экструзивными телами риолитов или дацитов, и в этих случаях рудные тела располагаются непосредственно на склонах таких моногенных вулканических центров высоких порядков (например, Николаевское месторождение). Иногда такие же структуры сложены пирокластическими породами кислого состава и представляют собой куполовидные по форме скопления туфов вблизи локальных центров извержений (например, Кидд-Крик) или куполовидные поднятия над внедрявшимися приповерхностными субвулканическими телами (например, рудные тела Олд-Баканс, Лаки-Страйк месторождения Бакане). В некоторых случаях рудные тела приурочены к сводовым частям выраженных в палеовулканическом рельефе купольных структур, сложенных кремнисто-слюдистыми гидротермально-осадочными породами, надстраивающими погребенные экструзивно-лавовые купола (например, Риддер-Сокольное месторождение).
Образование многих крупных месторождений на поднятиях рельефа обусловило необычайно масштабное проявление процессов оползания осадков, транспортировки полностью или еще не до конца литифицированных колчеданных руд в составе обломочных потоков с формированием более или менее значительных дистальных тел аллохтонных (перемещенных) руд. Масштабы перемещения часто достигают нескольких сотен метров или первых километров (2 км на месторождении Бакане). Аллохтонные руды со всеми признаками перемещения (оползания в пластичном состоянии) слагают крупнейшие рудные залежи месторождений Тарсис, Алжустрел и Сотиель (Schermerhorn, 1980). Они известны на месторождениях Риддер-Сокольном (2-я Риддерская залежь), Бакане (все рудные залежи за исключением Лаки-Страйк, Олд-Баканс и Ориенталь-1; Binney, 1987), возможно, Корбалихинском, Кидд-Крик (Walker, Mannard, 1974) и некоторых других. Ино-
44
гда такие залежи невелики относительно общих запасов руды (около 6 млн т руды во 2-й Риддерской залежи Риддер-Сокольного месторождения, например), но в ряде случаев они составляют значительную их часть (70% на месторождении Бакане). Перемещенные руды широко представлены на месторождении Кидд-Крик (Южное рудное тело), где образовывались как скопления рудных обломков, сместившихся оползневыми процессами от источника сноса на расстояние 150-500 м. На этом месторождении, одном из крупнейших в мире, дистальные аллохтонные руды составляют около половины запасов.
Минеральный состав руд, соотношения главных рудообразующих элементов и минералого-геохимическая зональность
Анализ большой выборки крупных месторождений показал, что они не отличаются от рядовых объектов тех же типов по разнообразию минеральных видов и содержаниям в рудах второстепенных компонентов (Cd, Se, Bi, Sn, Au, Ag и др.), но характеризуются относительно более высокой ролью Си в составе руд. С учетом того, что относительное обогащение руд Си на колчеданных месторождениях всех типов наблюдается в нижней части пластовых залежей и особенно в подрудной штокверковой зоне, более высокие отношения Cu:Zn крупных месторождений могут явиться результатом образования, по крайней мере, на многих из них более обширных статифицированных или глубоко проникающих секущих корневых штокверковых и жильных зон, вносящих значительную часть запасов руды (например, месторождения Риддер-Сокольное, Чекмарь, Маунт-Лайель, Подольское, Флин-Флон, Рио-Тинто и многие другие). Таким образом, нет оснований предполагать, что образование крупных по запасам месторождений происходило с участием гидротермальных флюидов какого-то специфического состава или при особом температурном режиме, что могло бы обусловить их геохимические и минералогические отличия от рядовых месторождений тех же типов.
Колчеданные месторождения вулканической ассоциации, особенно связанные с проявлениями кислого вулканизма (типы уральский и куроко), обычно демонстрируют зональное строение, выраженное в преобладании серно- и медноколчеданных руд в основании согласных залежей и постепенном обогащении руд цинком (а иногда и свинцом, баритом, золотом и серебром) вверх по разрезу рудных тел и к их флангам (например, Large, 1977).
Подобная зональность наилучшим образом выражена на проксимальных крупных месторождениях, представленных одним или несколькими холмообразными или линзо-видными телами автохтонных руд часто сравнительно малой массы, располагающимися над одной трубообразной или субсогласной зоной гидротермальных изменений пород и прожилковой и вкрапленной минерализации. Подобная зональность описана, например, на месторождениях Николаевском, Орловском, Хельер (Gemmel, Large, 1992), Розбери (Green et al., 1981), Подольском (Медноколчеданные месторождения Урала, 1992), а также Бакане (залежь Лаки-Страйк; Thurlovv, Swanson, 1981), Риддер-Сокольном (большинство рудных залежей) и других. Принципиально такая же зональность наблюдается и на многих сильно деформированных месторождениях, где она, однако, сильно нарушена в результате складчатости (например, на месторождении Брансуик №12; Van Staal, Williams, 1984). Однако среди крупных месторождений, даже не испытавших особо сильных послерудных деформаций, встречается аномально много объектов, где зональность искажена, носит сложный характер, плохо выражена или вообще отсутствует.
Искажение зональности часто вызывается частичным разрушением первичных рудных тел, находившихся на поднятиях рельефа, и переотложением обломков в нижней части склонов (например, на Николаевском месторождении). В некоторых случаях усложнение зональности является результатом наложения нескольких циклов гидротермальной активности (например, на Сибайском месторождении; Медноколчеданные месторождения Урала, 1992) или миграции центров гидротермальной деятельности (например, на месторождении Арктик; Schmidt, 1986). Зональность зачастую очень плохо выражена там, где преобладают секущие или субсогласные зоны прожилково-вкрапленных руд, как это имеет место на месторождении Маунт-Лайель (Large, 1992). Зональность отсутствует на Озерном месторождении, что вообще является характерным признаком дис-тальных месторождений (Plimer, 1978; Large, 1977). Однако и на многих проксимальных крупных объектах отчетливая латеральная и вертикальная зональность рудных тел по разным причинам не устанавливается. Она не отмечается в большинстве залежей месторождения Бакане, на 2-й Риддерской залежи Риддер-Сокольного месторождения, в Южном рудном теле месторождения Кидд-Крик, на некоторых месторождениях Иберийского колчеданного пояса (например, Тарсис; Strauss, Madel, 1974). В этих случаях отсутствие зональности может быть объяснено широким проявлением аллохтонных руд, перемещенных с мест их образования, от разных центров эксгаляционной активности в топографические депрессии в пластическом состоянии или в виде обломочных потоков, испытывавших интенсивное перемешивание и утративших при этом зональность, свойственную первичным, автохтонным рудным телам (Large, 1977; Plimer, 1978).
Лишь на относительно немногих крупных месторождениях проведено систематическое изучение изменений в пространстве состава блеклых руд, железистости сфалерита, содержаний Со, Си, Zn и Ag в пирите и халькопирите, составов других минералов руд. Отрывочные сведения, полученные на Николаевском и втором крупнейшем в мире Тайском месторождении, показывают, что крупным колчеданным месторождениям свойственна выдержанность (постоянство) состава индивидуальных зерен главных и второстепенных минералов в рудных телах. Иногда выделяемая в их пределах скрытая минерало-го-геохимическая зональность (оценивается амплитудой изменения состава минерала на 1 м мощности рудного тела) носит слабоконтрастный характер (Еремин, 1983; Еремин и др., 2006, 2007а). Изменение химизма минералов происходит даже при незначительных колебаниях Р-Т-Х условий, и слабое проявление зональности служит признаком относительного постоянства таких условий в течение длительного времени, что вообще является одной из необходимых предпосылок формирования крупных месторождений.
Как следует из сказанного, колчеданные месторождения крупные и особо крупные по запасам встречаются совместно с рядовыми месторождениями соответствующих типов и мало отличаются от них по закономерностям размещения, составу руд и механизмам рудообразования. По терминологии Ту Гуанчжи (Tu Guangzhi, 1998), они могут быть отнесены к группе обычных и в связи с этим для выявления рядовых и крупных и особо крупных месторождений могут использоваться одни и те же геолого-поисковые модели.
Положение 4. Колчеданные месторождения вулканической ассоциации были древнейшим, а в период с 3,46 до 1,85 млрд лет назад - единственным типом месторождений свинца и цинка, ответственным за раннее начало накопления и пиковый характер распределения запасов этих металлов в ранней истории планеты. В последующем это распределение было обусловлено соотношением вулканогенного колче-
данного с другими типами рудообразования, прежде всего с формированием эксгаля-ционно-осадочных месторождений в терригенных и терригенно-карбонатных породах. Это соотношение изменялось со временем под влиянием тектонического фактора, эволюции состава континентальной литосферы, а также необратимых изменений во внешних геосферах Земли.
Эволюционировавшие процессы колчеданообразования, их неравномерность и соотношение с процессами рудообразования других типов оказали сильнейшее влияние на распределение во времени мировых промышленных запасов РЬ и Zn. Колчеданные месторождения вулканической ассоциации являются одним из главнейших геолого-промышленных типов месторождений этих металлов. Двумя другими их мировыми типами, также относящимися к экзогенно-эндогенной серии, являются стратифицированные свинцово-цинковые месторождения в карбонатных породах типа долины Миссисипи и стратиформные свинцово-цинковые месторождения в карбонатных и терригенно-карбонатных породах (месторождения типа 8ЕОЕХ) (Авдонин и др., 2005).
В соответствии с классификацией месторождений свинца и цинка, разработанной В.И. Смирновым, В.Д. Конкиным, А.И, Кривцовым, Г.В. Ручкиным, Н.Г. Скрипченко, три перечисленные группы, отвечающие геолого-промышленным типам, представляют собой главные мировые типы месторождений свинца и цинка. Среди них наиболее велико значение колчеданных месторождений вулканической ассоциации и месторождений типа ЗЕБЕХ, которые вносят около 70-75% в суммарные мировые запасы РЬ и Хп. По этой причине история накопления этих металлов в рудах месторождений в процессе эволюции планеты во многом определяется закономерностями распределения во времени численности и запасов месторождений именно этих двух типов, а также их изменяющимся во времени соотношением.
Для анализа изменявшихся во времени соотношений месторождений разных типов была использована база данных, объединившая сведения по колчеданным месторождениям вулканической ассоциации (691 месторождение с суммарными запасами около 8 млрд т руды) и месторождениям типа 8НОЕХ (165 месторождений с суммарными запасами 4,4 млрд т руды). В нее были включена также имевшаяся информация о некоторых крупных стратифицированных свинцово-цинковых месторождениях в карбонатных толщах типа долины Миссисипи, представляющих третий важнейший геолого-промышленный тип месторождений свинца и цинка. Данные по этому типу месторождений не являлись полными, т.к. в базу данных включено около 25% от общего числа таких месторождений, известных в мире (в основном, месторождения Канады и Казахстана) с первоначальными суммарными запасами 271,6 млн т руды. Однако в целом их использование повышает обоснованность выводов о распределении во времени мировых запасов металлов.
Всего в анализе использовались сведения по 876 месторождениям цветных металлов с суммарными запасами металлов (190,1 млн т РЬ и 530,4 млн т Хп), вполне сопоставимыми с мировыми общими их запасами (201,3 млн т РЬ и 457,8 млн т Хп по состоянию на начало 2002 г. (Еремин, Дергачев, 2007)). Закономерности распределения во времени запасов свинца и цинка в главном совпадают, поскольку промышленные скопления эти металлы образуют в комплексных месторождениях. В то же время имеются и некоторые отличия.
Накопление запасов РЬ и Zn началось 3,46 млрд лет назад (рис. 7) и продолжается по настоящее время. Подавляющая часть запасов РЬ и Zn сформировалась в течение двух крупнейших металлогенических эпох продолжительностью 250-350 млн лет каждая. Главная из них отвечает палеозою (550-300 млн лет назад), когда сформировалось 49,3% запасов Zn и 44,9% запасов РЬ. Вторая эпоха охватывает промежуток времени от 1900 до 1550 млн лет назад, и на месторождениях этого возраста сосредоточено 29,1% запасов Zn и 40% запасов РЬ. Устанавливаются также отдельные значительные (2-6% суммарных запасов металлов), но узкие пики накопления запасов свинца (1450-1400 и 150-100 млн лет) и цинка (2750-2700, 1450-1400, 1300-1250, 150-100 млн лет).
Пики колчеданообразования и накопления руд месторождений важнейших геолого-промышленных типов в одних случаях разобщены, а в других - совпадают. Поскольку среди трех рассматриваемых геолого-промышленных типов нет одного, резко доминирующего, закономерности распределения во времени мировых запасов свинца и цинка определяются изменяющимся во времени соотношением рудообразования различных типов и прежде всего колчеданных месторождений вулканической ассоциации (25% запасов РЬ и 43% запасов Zn в объединенной базе данных) и месторождений типа SEDEX (соответственно 71% и 53%). Важнейшими причинами, определявшими изменения их соотношения, являлись эволюция тектонического режима и изменения во внешних геосферах Земли.
Суперконтинентальные циклы и крупнейшие эпохи формирования колчеданных месторождений вулканической ассоциации и месторождений типа SEDEX
Если образование колчеданных месторождений вулканической ассоциации началось около 3,46 млрд лет назад и сопровождало вулканические процессы на протяжении практически всей геологической истории Земли с пиками около 2,72-2,65 млрд лет, 1,89-1,85 млрд лет назад, а также в девоне - раннем карбоне и кембрии - раннем ордовике, то первое появление стратиформных свинцово-цинковых месторождений в терригенных и тер-ригенно-карбонатных толщах произошло не ранее 2000 млн лет назад. Крупнейший пик образования месторождений SEDEX (41% месторождений и 47% запасов руды) отвечает палеопротерозою и началу мезопротерозоя (1800-1600 млн лет назад). К этому времени относятся многочисленные месторождения пояса Аравалли-Дели в Индии, Австралийского цинкового пояса и района Брокен-Хилл в Австралии, района Аггенейс в Южной Африке, а также рифта Ланшапь-Жаертай на северной окраине Северо-Китайской плат-формы(Х1а Xuehui, 1999). Наиболее часто месторождения типа SEDEX образовывались в период 1800-1750 млн лет, а наиболее продуктивен был период 1700-1640 млн лет, когда сформировались 33% суммарных мировых запасов руды месторождений этого типа. Примерно к тому же времени (около 1640 млн лет) относится и первое появление еще одного нового типа месторождений РЬ и Zn (тип долины Миссисипи), представленного несколькими небольшими месторождениями (Sangster, 1985; Williams, 1998).
Второй крупный пик рудообразования типа SEDEX имел место около 1300 млн лет назад, когда возникло около 13% всех месторождений SEDEX, в том числе в различных районах Канадского щита (Балмат-Эдвардс, Франклин, Гренвилл), а также довольно многочисленные месторождения в Китае (данные по их запасам не публикуются и не учтены на рис. 7).
В течение последующих примерно 550 млн лет свинцово-цинковые месторождения типа SEDEX не возникали, а третий пик рудообразования этого типа имел место в силу-рийское-раннекаменноугольное время (26% месторождений и почти 30% запасов руды),
03 02 ■ I
Геологический возраст, млн лет
из □ 2 ■ I
■ п. П
Геологический возраст, млн лет Пангея 0 Пангея 1 Родиния Гондвана Пан гея
суперконтанентальные......> I..............^ I......ь I........... ^ ......I.......
циклы 1 "" 1 ^ 1 ~ г 1
Рис. 7. Распределение во времени запасов свинца (вверху) и цинка (внизу) в рудах колчеданных месторождений вулканической ассоциации (1), стратиформных свинцово-цинковых месторождений в осадочных толщах (тип БЕОЕХ) (2) и стратифицированных месторождений в карбонатных породах (тип долины Миссисипи) (3).
когда сформировались месторождения Аляски (Ред-Дог, Су-Лик и др.), Канадских Кордильер (в том числе прогиба Селвин), Казахстана (Миргалимсай, Ачисай, Шалкия), Китая (пояс Синлинь), Ирландии, Германии (Рейнский грабен). Намного менее значительная четвертая эпоха отвечает образованию месторождений БЕОЕХ в поздней юре и начале мелового периода (150-130 млн лет назад) в Альпийском поясе (в Испании, Иране, Пакистане и на Кубе; суммарно около 6% месторождений и 6% запасов руд).
Таким образом, распределение в геологическом времени месторождений свинца и цинка этого геолого-промышленного типа и их запасов руды, как и в случае колчеданных месторождений вулканической ассоциации, носит отчетливо неравномерный, пиковый
характер. Наиболее заметное различие заключается в том, что тип SEDEX проявился намного позднее: древнейшие в истории Земли стратиформные свинцово-цинковые месторождения образовались в конце палеопротерозоя, спустя почти 1,5 млрд лет после наиболее ранних вулканогенных колчеданных месторождений, а первые крупные пики ру-дообразования этих типов отстоят друг от друга во времени примерно на 1 млрд лет.
Запасы руды и металлов возникавших колчеданных месторождений вулканической ассоциации в целом возрастали от более ранних к более поздним суперконтинентальным циклам. Однако, если по интенсивности накопления руды и цинка (запасам, образовывавшимся за 50 млн лет) крупнейшие вспышки вулканогенного колчеданообразования вполне сопоставимы, то свинец в рудах колчеданных месторождений вулканической ассоциации в заметных количествах появился лишь после рубежа примерно 1900 млн лет назад, а до этого за 1,6 млрд лет накопилось менее 1% суммарных запасов этого металла в объединенной базе данных. Причиной этого, видимо, является эволюция состава вновь образующейся континентальной литосферы. В ней постепенно повышались концентрации таких элементов, как Pb, U, Sb, К и других. Увеличивалась также площадь континентальной коры и вследствие этого возрастала ее роль в процессах магмообразования. Все эти условия, необходимые для накопления РЬ в рудах месторождений обоих рассматриваемых типов, получили широкое распространение не ранее 1900 млн лет назад, непосредственно перед становлением суперконтинента Пангея 1. Таким образом, с учетом того, что при образовании месторождений SEDEX источником металлов являлись мощные осадочные толщи, можно сказать, что до 1900-1800 млн лет назад просто отсутствовало важнейшее условие для формирования этих месторождений, в рудах которых РЬ является одним из двух важнейших ценных компонентов.
Еще одним существенным различием в распределении в геологическом времени месторождений двух рассматриваемых типов является четкое разобщение в протерозойское время соответствующих им пиков рудообразования. В конце палеопротерозоя - начале мезопротерозоя максимум образования колчеданных месторождений вулканической ассоциации непосредственно предшествовал становлению Пангеи 1, а месторождений типа SEDEX — следовал за ним. В ходе каждого суперконтинентального цикла крупные пики образования вулканогенных колчеданных месторождений проявлялись на стадии становления суперконтинента, а затем после длительного перерыва процессы колчеданообразования в ограниченных масштабах возобновлялись при его распаде, когда возникали месторождения типа бесси.
Именно тектонический фактор отвечал за повсеместное затухание вулканических процессов, сокращение выброса веществ-восстановителей из недр планеты и прекращение после 1750 млн лет назад образования вулканогенных колчеданных месторождений, которые практически не возникали в течение последующих 1 млрд лет. Со становлением суперконтинента произошло замыкание практически всех бассейнов с океанической или субокеанической корой. Исключение составили лишь две зоны: Араваллийско-Делийская в Индии и Маунт-Айза - Брокен-Хилл в Австралии, которые с этого времени продолжили активное развитие уже как внутриплитные образования (Хаин, 2000).
В пределах единого крупного (65% площади современной континентальной коры) континентального массива установился тектонический режим обширных удлиненных, зачастую рифтогенных, медленно прогибавшихся бассейнов. К числу крупнейших относились, в частности, бассейны Макартур и Маунт-Айза в центральном секторе Северной Австралии, площадь которых составляла 180 и 70 тыс. км2 соответственно. Этим бассей-
50
нам были свойственны мелководные условия осадконакопления при ведущей роли мелкообломочных терригенных пород и доломитов с прослоями эвапоритов. В таких условиях сформировались 27 месторождений пояса Аравалли-Дели в Индии с возрастом 1800 млн лет и 12 месторождений в районах Брокен-Хилл и Макартур-Ривер в Австралии (в том числе HYC и Маунт-Айза) с возрастом 1686-1575 млн лет. После 1,4-1,35 млрд лет назад произошла некоторая деструкция палеопротерозойского суперконтинента, и зало-жилась система мезопротерозойских рифтов, связанных с растяжением мощной (35-40 км) континентальной коры при раскрытии Гренвиллского океана (Gower, Tucker, 1994). Одним из наиболее ранних явился расположенный в Британской Колумбии и северозападных штатах США рифт Белт-Пурсел, где рифтообразование, сопровождавшееся спорадическими вспышками толеитового и щелочного базальтового магматизма, продолжалось в течение 165 млн лет, в период с 1485 до 1320 млн лет назад. В течение этого времени накопилась мощная (свыше 12 км) толща выполнявших рифт глубоководных турбидитов, являющихся рудовмещающими на месторождении Салливан, одном из наиболее известных и крупных месторождений типа SEDEX, а также на ряде других более мелких подобных месторождений в том же районе. В осадочном выполнении рифта наряду со свинцово-цинковыми месторождениями этого типа в связи с инициальным базальтовым магматизмом, представленным силлами, встречаются также небольшие по запасам колчеданные месторождения медного пояса Айдахо с возрастом 1440 млн лет. В дальнейшей геологической истории неоднократно повторилось совместное появление в пределах одних и тех же рудных провинций колчеданных месторождений типа бесси и свинцово-цинковых месторождений типа SEDEX. Там, где два типа месторождений в пределах рифтов встречаются совместно, месторождения типа бесси неизменно были более ранними. Таким образом, начиная с распада Пангеи 1 впервые наблюдается образование в пределах одних и тех же структур месторождений типа SEDEX и близких им по возрасту колчеданных месторождений, которые, однако, в мезопротерозое были представлены только типом бесси.
Многие из рифтогенных структур, заложившихся при деструкции Пангеи 1, сохраняли свою активность в течение очень длительного времени и продолжали унаследован-но развиваться и после того, как в тектоническом развитии планеты начали преобладать конструктивные тенденции, приведшие к образованию около 1100 млн лет назад суперконтинента Родиния. Именно с этим связано, видимо, формирование довольно многочисленных, хотя зачастую и небольших по запасам месторождений типа SEDEX с возрастом около 1300 млн лет в Китае, а также в различных районах Канадского щита (Франклин, Балмат-Эдвардс, Гренвилл). Позднее в истории тектонического развития Земли подобная трансформация интраконтинентальных рифтов, заложившихся на стадии распада суперконтинентов, в задуговые континентальные рифты удаленной зоны проявится неоднократно. Начиная со становления Родинии, тектонические обстановки, благоприятствовавшие образованию месторождений типа SEDEX, возникали не только в периоды деструкции, но и при сборе суперконтинентов. По этой причине максимумы образования вулканогенных колчеданных месторождений различных типов и месторождений типа SEDEX, отвечающие времени становления суперконтинентальных массивов, могут совпадать по времени. В наибольшей мере это проявилось позднее, в палеозое при образовании Пангеи.
После 800 млн лет назад в неудавшихся рифтах, связанных с началом распада Родинии, образовались относительно немногочисленные и небольшие по запасам колчедан-
ные месторождения типа бесси в Бразилии, а позднее - относящиеся к тому же типу наиболее ранние из месторождений на юге Аппалач, в Антиатласе и поясе Дамара с возрастом около 760 млн лет. Как и при распаде Пангеи 1, почти синхронно с ними (около 740— 750 млн лет назад), а зачастую и в пределах тех же рифтогенных структур началось образование месторождений ЯЕОЕХ в Намибии (Рош-Пинах, Скорпион) и Китае (Гаобанхе), а позднее многочисленных и зачастую весьма крупных месторождений с возрастом около 650 млн лет, известных в Британской Колумбии, Бразилии, России, Швеции, Шотландии, Казахстане.
В палеозойское время, и особенно после 400 млн лет, когда началось формирование Пангеи, пики вулканогенного колчеданообразования и формирования месторождений типа ЭЕОЕХ практически совпали. В кембрии-раннем ордовике при становлении мега-континента Гондвана и особенно позднее, в девоне-раннем карбоне процессы колчеданообразования достигли беспрецедентных в истории планеты масштабов. Многочисленные и разнообразные по типам вулканогенные колчеданные месторождения возникали над зонами субдукции, по которым сближались блоки континентальной коры, в пределах островных дуг и расщепленных дуг. Почти синхронно с ними возникли и весьма многочисленные и крупные месторождения типа БЕБЕХ в Канаде (кембрийские-девонские), Австралии (ордовикские и силурийские), прогибе Синлинь в Китае (среднедевонские), Казахстане, Рейнском прогибе в Германии (позднедевонские), Центрально-Ирландском прогибе и Арктическом бассейне на Аляске (раннекаменноугольные). Тектонический режим растяжения, при котором в этих районах возникали месторождения типа БЕОЕХ, нередко был связан с реактивизацией рифтов, возникших еще на стадии деструкции Ро-динии и трансформировавшихся в первой половине палеозоя в задуговые континентальные рифты удаленной зоны. Одним из подобных примеров является бассейн Селвин, продолжавший свое развитие в течение более чем 400 млн лет. Он заложился 760 млн лет назад при расколе Родинии и был подновлен в девоне - раннем карбоне, когда в его пределах сформировались 10 крупных месторождений типа БЕОЕХ. Как отмечалось ранее, этому этапу отвечал и крупнейший в истории Земли пик образования колчеданных месторождений вулканической ассоциации.
Таким образом, главные пики рудообразования разных типов сильно разобщены во времени и отвечают различным стадиям суперконтинентальных циклов. Если более 50% запасов руды и 33% от общего числа месторождений 8ЕОЕХ сформировалось в конце палеопротерозоя (1900-1600 млн лет назад) и сопровождало деструктивные процессы в пределах Пангеи 1, то образование свыше половины всех вулканогенных колчеданных месторождений (52%) и большей части запасов колчеданных руд (65%) отвечало становлению суперконтинента Пангея в раннем-среднем палеозое, а менее значительные пики колчеданообразования - становлению Пангеи 0 и Пангеи 1.
В то же время совместное проявление относительно немногочисленных колчеданных месторождений типа бесси и месторождений 8ЕЭЕХ в пределах одних и тех же рифтогенных структур в периоды деструкции суперконтинентов обусловило определенное сходство в распределении во времени месторождений этих типов. Другой причиной этого было одновременное образование на стадии становления Родинии и особенно Пангеи различных по типу колчеданных месторождений, возникавших в пределах островных дуг и задуговых бассейнов, и месторождений 8Г.ПЕХ, связанных с задуговыми континентальными рифтами удаленной зоны.
Важнейшей причиной, обусловившей соотношение во времени двух рассматриваемых типов рудообразования, в том числе разобщение соответствующих им палеопроте-розойских пиков, более позднее начало образования месторождений SEDEX и совпадение палеозойских максимумов рудообразования обоих типов, несомненно, являлся тектонический фактор. Его роль справедливо и неоднократно подчеркивалась в работах различных авторов (в частности, Старостин и др., 2001). В то же время в конце архея - начале палеопротерозоя, когда оставался стабильным суперконтинент Пангея 0, никакой вспышки образования месторождений SEDEX не было. Отчасти это объясняется особенностями состава незрелой архейской континентальной коры, содержание свинца и некоторых других элементов в которой было слишком низким. Однако важное значение имели и особенности состояния других геосфер, которые проявились только 2000-1800 млн лет назад.
Эволюция внешних геосфер и планетарные вспышки рудообразования типа SEDEX
Эволюция внешних геосфер сильнейшим образом сказалась на процессах образования всех месторождений свинца и цинка экзогенно-эндогенной группы, в том числе и расположенных в Австралийском цинковом поясе (прогибах Айза и Макартур) наиболее ранних и крупных месторождений типа SEDEX, обусловивших палеопротерозойский пик образования стратиформных свинцово-цинковых месторождений.
На крупнейших из этих месторождений (HYC, Сенчери, Маунт-Айза и др.) непосредственно вмещающими являлись обогащенные органическим веществом доломитовые алевролиты, сланцы, содержащие пирит и пиробитум (Broadbent et al., 1998; Arthur, Sageman, 1994). Они накапливались в восстановительных условиях и рассматриваются как наиболее глубоководные фации бассейнов. По современным представлениям, сульфидная минерализация месторождений SEDEX прогиба Макартур образовывалась из погребенных относительно низкотемпературных (70-250°С) рассолов с высокой соленостью (следствие растворения эвапоритов), поступавших из глубинных частей бассейнов осадконакопления (например, Cooke et al., 1998). Рудная минерализация была сингенетической по отношению к вмещающим осадочным породам (Large et al., 1998) или образовывалась в результате замещения еще неконсолидированных осадков на глубинах до нескольких десятков метров ниже поверхности дна бассейна (Eldridge et al., 1993; Hinman, 1996). Металлоносные растворы должны были находиться в химическом равновесии с породами мощной (-6500 м) подрудной толщи. На крупнейшем в мире месторождении HYC подрудные образования представлены кварцевыми песчаниками и конгломератами с гематитовым цементом (65% разреза), основными вулканитами (10%), доломитами литоральной зоны (20%), а в верхней части разреза - сульфатными эвапоритами надлито-ральной зоны и алевролитами, обогащенными Fe+3 (5%). Эти образования повлияли на состав рассолов, которые также были окисленными (ZS04 > ZH2S), сульфатсодержащи-ми, кислыми или близкими к нейтральным (Cooke et al., 1998; Cooke et al., 2000; Huston et al., 2006). По отношению к ним углистые пиритоносные осадки, а также лишенные свободного кислорода воды придонного слоя могли представлять исключительно эффективный геохимический барьер, на котором происходило отложение сульфидов. Необходимая для этого восстановленная сера получалась в результате одновременно протекавших в различных частях физико-химической системы биогенной редукции сульфатов и термохимического их восстановления при взаимодействии с органическим веществом.
В дальнейшей геологической истории при образовании месторождений типа SEDEX подобное сочетание окисленных и восстановленных осадков в рудной зоне повторилось не раз, в том числе на фанерозойских месторождениях Тайнаф, Наван и Силвермайнс в Ирландии, Ларжантьер во Франции, Маубах-Метерних в Германии. Таким образом, для формирования многих, в том числе и наиболее крупных и древних (палеопротерозой-ских) месторождений типа SEDEX необходимым условием было сочетание окисленных, красноцветных осадков с эвапоритами и вышележащих восстановленных осадков с высокой концентрацией органического вещества (Cooke et al., 2000). Однако в истории Земли такое сочетание было возможно далеко не всегда.
По составу металлоносных рассолов различают два подтипа месторождений SEDEX - Селвин и Макартур (Cooke et al., 2000). Для образования месторождений первого из них (Салливан в прогибе Белт-Пурсел, Раммельсберг и Мегген в Рейнском грабене, Го-вардс-Пасс и др. в прогибе Селвин, Ред-Дог на Аляске и многие другие) необходимыми условиями были наличие относительно высокотемпературных, кислых восстановленных рассолов (ZH2S>ZS04), глубоководные условия осадконакопления, низкое содержание сульфидной серы на путях миграции рассолов и высокая концентрация H2S (сероводородное заражение) в придонном слое воды. Последнее условие было выполнимо только при высокой концентрации сульфат-иона в морской воде (она должна была служить источником восстановленной серы) и развитии бактериальной редукции сульфатов.
Для образования месторождений подтипа Макартур требовались относительно низкотемпературные рассолы, насыщенные Pb, Zn, Си и Ag, а также привнос большого количества серы. При этом было необходимо, чтобы восстановленная сера практически полностью отсутствовала в составе рассолов (ZS04>£H?S), но имела высокую концентрацию в местах рудоотложения.
Таким образом, для формирования месторождений обоих типов общее требование -высокая концентрация сульфатов в составе металлоносных рассолов и (или) морской воде. Это условие могло выполняться лишь при высокой степени оксигенизации атмосферы и гидросферы Земли. Между тем существует множество указаний на то, что в конце архея и начале протерозоя атмосфера Земли была лишена свободного кислорода. На это указывают, в частности, соотношения изотопов серы (34S, 33S, 32S) сульфидов и сульфатов (Holland, 2005), высокая концентрация Fe+2 в морских водах (Cloud, 1976), практическое отсутствие сульфатных эвапоритов (Cameron, 1982, 1983), захоронение обломков легко окисляющихся уранинита, неокисленного углерода, пирита в уран-золотоносных конгломератах (Cloud, 1968, 1976; Rasmussen, Buick, 1999), практическое отсутствие красно-цветных отложений с возрастом древнее 2,0 млрд лет (Beukes et al., 2002) и другие наблюдения.
В архее концентрация S042" в морских водах, видимо, не превышала 1% нынешней. Вследствие этого и сульфатные эвапориты в то время были большой редкостью, а значит, и погребенные рассолы в осадочных толщах были бедны сульфат-ионом. С другой стороны, это предполагает, что намного ниже современной была и концентрация H2S в архейских эвксинных бассейнах, где сероводородное заражение могло быть результатом бактериального восстановления серы сульфатов. Кроме того, в архее и начале палеопро-терозоя воды Мирового океана характеризовались высокой концентрацией Fe+2, которое поддерживало на низком уровне активность H2S в морской воде. В связи с этим в архее и в начале палеопротерозоя, видимо, не могли возникать месторождения ни подтипа Ма-
картур, ни подтипа Селвии, а металлы, выносившиеся на дно палеобассейнов в составе восстановленных, не содержавших серу растворов, вероятно, рассеивались.
Первые признаки повышенного уровня свободного кислорода в атмосфере встречены в отложениях с возрастом 2,32 млрд лет, а резкое изменение состояния поверхностных оболочек Земли фиксируется около 2,0 млрд лет (Kasting, 1993). Содержания свободного 02 в атмосфере и гидросфере на рубеже 2,0-1,85 млрд лет резко повысились до 10"2 современного уровня. Такой рост связывается с развитием процессов фотосинтеза, сокращением выбросов вулканических газов после образования Пангеи 1 и значительным увеличением масштабов и скорости захоронения восстановленного органического углерода в обширных осадочных бассейнах на новых континентальных окраинах (Des Marais, 1994).
Необратимые изменения, происходившие в атмосфере, гидросфере и биосфере Земли, отразились на ходе хемогенно-осадочных процессов (накопление эвапоритов, крас-ноцветных отложений и т.д.), в частности процессов образования некоторых типов рудных месторождений, и в том числе вулканогенных колчеданных, урановых типа несогласия, несульфидных цинковых и др. Другим следствием, видимо, стало появление новых типов сульфидных руд цветных металлов (Си, Zn и РЬ), включая первые на Земле крупные стратиформные залежи сульфидных свинцово-цинковых руд в терригенных и тер-ригенно-карбонатных породах (тип SEDEX), а также наиболее ранние из стратифицированных месторождений типа долины Миссисипи.
В результате оксигенизации атмосферы и гидросферы около 2,0-1,85 млрд лет назад повысилось содержание сульфат-иона в морских водах. Произошло окисление закисного железа в водах Мирового океана и прекратилось отложение железистых кварцитов типа озера Верхнего, снизилось содержание железа в морских водах, а значит, исчез фактор, препятствовавший стратификации толщ воды протерозойских и фанерозойских океанов и сероводородному заражению придонного слоя воды. В дальнейшем это обстоятельство стало предпосылкой для образования месторождений подтипа Селвии, по крайней мере после 1470 млн лет назад (начиная с образования месторождения Салливан). Многочисленные и крупные месторождения этого подтипа (в частности, в крупнейшем палеозойском прогибе Селвин) возникали в периоды, когда по существу глобальное распространение приобретали аноксические условия (ранний кембрий, поздний ордовик - ранний силур, ранний и поздний девон, средняя - поздняя юра) (Goodfellow, 2004). В фанерозой-ское время именно аноксические циклы наряду с тектоническим фактором во многом определили распределение во времени пиков рудообразования типа SEDEX, соотношение их с максимумами образования колчеданных месторождений вулканической ассоциации, а в конечном счете и распределение во времени мировых запасов РЬ и Zn.
Заключение
Эволюция колчеданообразования в геологической истории Земли характеризуется неравномерностью и цикличностью, общей направленностью и необратимостью изменений. Выделяются три крупных эпохи колчеданообразования. В пределах каждой из них распределение колчеданных месторождений и их запасов во времени носило отчетливый пиковый характер: большинство месторождений этого типа и основная масса запасов руд формировались в течение относительно узких временных интервалов (50-80 млн лет). Периодическое возобновление процессов колчеданообразования не являлось случайным, а носило циклический характер, обусловленный общей направленностью тектонического
развития и существованием тектонических циклов (суперконтинентальных циклов), включавших раскрытие океанов, сближение континентальных массивов по зонам суб-дукции, стабилизацию суперконтинентов и последующий рифтогенез в их пределах. В рамках каждого из циклов пики колчеданообразования отвечали стадиям быстрого сближения блоков континентальной коры, нередко совпадали с пиками активности мантийных суперплюмов, предшествовали становлению суперконтинентов и крупным приращениям коры континентального типа. Общая направленность эволюции колчеданообразования выражена постепенным, от одной эпохи колчеданоообразования к другой, расширением географии распространения месторождений колчеданного семейства, увеличением числа возникавших колчеданоносных рудных провинций, возрастанием суммарных запасов руды и металлов на месторождениях соответствующего возраста и формированием все большего числа крупных и особо крупных объектов. Хотя многие важнейшие признаки древнейших (мезо- и неоархейских) колчеданных месторождений и сохраняются у их более молодых аналогов, однако, месторождения более поздних эпох не являются точными копиями своих предшественников. В них постепенно, но необратимо закрепляется целый ряд важных отличий, обусловленных специфическим для данной эпохи состоянием литосферы, гидросферы, атмосферы и биосферы Земли.
На основе формационной принадлежности рудоносных вулканогенных образований и особенностей состава руд колчеданные месторождения вулканической ассоциации могут быть подразделены на типы кипрский, бесси, уральский и куроко. Окончательная дифференциация на типы проявилась уже в конце протерозоя-палеозое, однако история формирования месторождений кипрского типа может быть прослежена до палеопротеро-зоя, а типа бесси - до мезопротерозоя. Аналоги фанерозойских типов уральского и куроко установлены уже среди месторождений неоархейского возраста. Пример месторождений двух последних типов и их древнейших аналогов показывает, что в течение длительного времени в связи дифференциацией вещества Земли, ее остыванием и связанными с этим изменениями тектонических режимов и механизмов магмообразования имела место эволюция признаков этих типов при сохранении общих соотношений между ними. Важнейшим геохимическим выражением ее является возрастание средних содержаний свинца (только для типа куроко) и меди при снижении содержаний цинка и серебра и соответствующие возрастание медно-цинкового и свинцово-цинкового и снижение серебро-свинцового отношения.
Лишь 4-5% колчеданных месторождений вулканической ассоциации могут рассматриваться как крупные или особо крупные для этого семейства, поскольку обладают запасами, которые хотя бы по одному из металлов превышают 2 млн т Zn, 1 млн т Си и 0,6 млн т РЬ. Максимумы образования таких месторождений приходились на периоды 2750-2700 млн лет, 1900-1800 млн лет, а также на кембрий-ранний ордовик и особенно девон-ранний карбон. Подавляющее большинство месторождений такого масштаба расположено в крупнейших мировых колчеданоносных провинциях (Иберийский колчеданный пояс, Урал, Рудный Алтай) и относится к уральскому или куроко типам. Важнейшими факторами образования крупных запасов колчеданных руд являются формационный (связь с контрастными или последовательно-дифференцированными вулканогенными формациями), близость источника рудного вещества (проксимальные месторождения), наличие структур, благоприятствовавших накоплению и быстрому захоронению крупных рудных тел, а также большая продолжительность процессов рудообразования на фоне спокойного палеовулканического режима. Для формирования крупных запасов колче-
56
данных руд не требовалось никаких неповторимых в геологической истории случайных совпадений факторов. Колчеданные месторождения вулканической ассоциации крупные и особо крупные по запасам руды и металлов относятся к обычным (Tu Guangzhi, 1998), и для поисков рядовых, крупных и особо крупных месторождений могут использоваться одни и те же геолого-поисковые модели.
Колчеданные месторождения вулканической ассоциации представляют один из древнейших типов месторождений Си (наряду с месторождениями типа Камбалда), а также древнейший в истории Земли тип месторождений РЬ и Zn, опередивший своим появлением остальные типы почти на 1,5 млрд лет. В период 3,46-1,85 млрд лет он оставался единственным типом месторождений этих металлов и был ответствен за раннее начало накопления РЬ, появление первого крупного пика накопления запасов Zn 27502700 млн лет назад и начало крупной эпохи накопления запасов этого металла в палео-протерозое. После 1850 млн лет назад распределение мировых запасов свинца и цинка определялось соотношением во времени пиков образования колчеданных месторождений вулканической ассоциации и других важнейших геолого-промышленных типов месторождений (особенно месторождений типов SEDEX и долины Миссисипи). Главнейшими причинами, обусловившими совпадение или разобщение во времени соответствующих пиков, явились тектонический фактор, эволюция состава коры континентального типа, а также необратимые изменения в атмосфере, гидросфере и биосфере Земли, отразившиеся на ходе хемогенно-осадочных процессов и вызвавшие появление новых типов месторождений сульфидных руд цветных металлов.
Список основных работ автора по теме диссертации
Золотарев В.Г., Еремин Н.И., Поленков А.И., Дергачев А.Л. Соотношение метасоматической, геохимической и температурной зональности отложения руд на Гусляковском колчеданно-полиметаллическом месторождении (Рудный Алтай) // Метасоматизм и колчеданное оруденение. Ереван. 1975. С. 124-126.
Дергачев А.Л. О геологическом возрасте рудовмещающих толщ на Николаевском месторождении //
ДАН СССР. 1976. Т. 230. №1. С. 167-169. Дергачев А.Л. Новые данные о структуре Николаевского колчеданно-полиметаллического месторождения на Рудном Алтае//ДАН СССР. 1977. Т. 232. №5. С. 1146-1149. Гончарова Т.Я., Дергачев А.Л. Обломочные породы на Николаевском колчеданно-полиметаллическом месторождении Рудного Алтая // Вестн. Моск. Ун-та. Серия 4. Геология. 1977. №4. С. 27-37.
Старостин В.И., Дергачев А.Л., Коломенский E.H. Рудоподводящие каналы на Николаевском полиметаллическом месторождении (Рудный Алтай) //ДАН СССР. 1977. Т. 237. №2. С. 424-^127. Дергачев А.Л., Старостин В.И. Структурно-петрофизический анализ Николаевского колчеданно-полиметаллического рудного поля (Рудный Алтай) // Геология рудн. мееторожд. 1979. №4. С. 1731.
Авдонин В.В., Дергачев А.Л., Еремин Н.И., Филицина Т.А. Николаевское месторождение // Палео-
вулканический анализ колчеданоносных провинций. М.: МГУ, 1984. С. 122-138. Еремин Н.И., Дергачев А.Л. Эволюция вулканогенного колчеданно-полиметаллического оруденения
Березовско-Белоусовского рудного поля //ДАН СССР. 1984. Т. 276. №2. С. 428^430. Яковлев Г.Ф., Авдонин В В., Гончарова Т.Я., Демин 10.И., Дергачев А.Л. и др. Палеовулканологическая обстановка формирования алтайских колчеданно-полиметаллических месторождений // Вестн. Моск. Ун-та. Сер. 4. Геология. 1984. №4. С. 39-51. Дергачев А.Л., Сергеева U.E., Филицина Т.А. О рудокластах на Николаевском колчеданно-полиметаллическом месторождении на Рудном Алтае // Геология рудн. мееторожд. 1986. № 1С. 89-95.
Дергачев А.Л., Литвинович H.B. О геологическом возрасте рудовмещающих пород Николаевского месторождения на Рудном Алтае II ДАН СССР. 1987. Т. 292. №5. С. 1211-1214.
Филицина Т.А., Дергачев А.Л., Сергеева Н.Е. О взаимоотношении субвулканических даек основного состава с медно-цинковыми рудами в Прииртышском районе Рудного Алтая II ДАН СССР. 1987. Т. 297. №4. С. 932-936.
Авдонин В.В., Дергачев А.Л., Шатагин H.H. Петрохимическая зональность базальт-риолитовой формации Рудного Алтая // Вестн. Моск. Ун-та. Сер. 4. Геология. 19S7. №4. С. 18-24.
Дергачев А.Л., Старостин В.И. Тектонофизическая эволюция вулканогенных рудоносных структур Пркиртышского района II Геол. рудн. месторожд. 1988. №1. С.53-68.
Дергачев А.Л., Сергеева Нат.Е., Дергачева A.A. О возможности формирования редкоземельной минерализации в процессе гидротермально-осадочного колчеданообразования II ДАН СССР. 1989. Т. 304. №5. С. 1213-1217.
Дергачев А.Л., Сергеева Нат. Е., Авдонин В.В., Старостин В.И. Повторяемость процессов рудообра-зования на Николаевском рудном поле на Рудном Алтае II Геол. рудн. месторожд. 1989. №4. С. 3848.
Старостин В.И., Дергачев А Л. Структурно-петрофизический и тектонофациальный анализы эндогенных месторождений // Тектонофациальный анализ и его роль в геологии, геофизике и металлогении. Алма-Ата. «Гылым», 1991. С. 193-203.
Авдонин В.В., Дергачев А.Л., Сергеева Нат.Е. Гидротермальные постройки и продукты их разрушения на колчеданно-полиметаллических месторождениях Рудного Алтая // Продукты разрушения гидротермальных построек в колчеданоносных районах. Свердловск: АН СССР, 1992. С. 126-137.
Авдонин В.В., Дергачев А.Л. Структурные условия локализации руд и околорудных пород колчеданно-полиметаллических месторождений Рудного Алтая // Металлогения современных и древних океанов. Миасс: УрО РАН. 1992. С. 167-168.
Авдонин В.В., Дергачев А.Л., Еремин НИ., Сергеева Нат.Е. Эволюция колчеданно-полиметаллического рудообразования в девонской истории Рудного Алтая // Вулканогенно-осадочное рудообразование. 1992. С-Пб. С. 51-53.
Авдонин В.В., Дергачев А.Л., Сергеева Нат.Е. Реликты гидротермальных построек на колчеданно-полиметаллических месторождениях Рудного Алтая // Вестник Моск. Ун-та. Сер. 4. Геология. 1993. №4. С. 48-55.
Пак Т.М., Дергачев А.Л. Рудные обломки Риддер-Сокольного колчеданно-полиметаллического месторождения (Рудный Алтай) // Вестн. Моск. Ун-та. Сер. 4. Геология. 1993. №1. С. 77-81.
Eremin N.I., Dergachev A.L. The kuroko-type massive sulfide deposits at the Rudny Altai (Russia, Kazakhstan) // The 9" Symposium of International Association on the Genesis of Ore Deposits. Beijing. 1994. P. 555-556.
Дергачев А.Л., Пак T.M., Еремин H.И. О природе рудовмещающих купольных структур на Риддер-Сокольном месторождении на Рудном Алтае // ДАН. Т. 334. 1994. №4. С. 476-479.
Еремин Н И., Дергачев А.Л. Колчеданные месторождения офиолитовых комплексов II Металлогения складчатых систем с позиций тектоники плит. Екатеринбург: УрО РАН, 1994. С. 163-164.
Еремин Н.И., Дергачев А.Л., Сергеева Н Е. Риддер-Сокольное колчеданно-полиметаллическое месторождение на Рудном Алтае - крупный источник благородных металлов // Крупные и уникальные месторождения редких и благородных металлов. С-Пб. 1996. С. 109-111.
Eremin N.I., Dergachev A.L. Superlarge volcanogenic massive sulfide deposits of the Rudny Altai // 30th International Geological Congress. Abstracts. 1996 V. 2. P. 784.
Eremin N.I., Dergachev A.L., Sergeeva N.E. The Ridder-Sokolnoye massive sulfide deposit in the Rudny Altai as a large source of precious metals // 1-й Международный Симпозиум «Крупные и уникальные месторождения редких и благородных металлов». Тезисы докладов. С-Пб. 1996. С. 109-111.
Еремин НИ., Дергачев А.Л, Позднякова Н.В., Сергеева Н Е., Юдовская М.А. Минеральные формы серебра и висмута в колчеданно-полиметаллических месторождениях Рудного Алтая // Проблемы комплексного использования руд. 2-й Международный Симпозиум. Тезисы докладов. 1996. Санкт-Петербург. С. 31.
Еремин H.И., Дергачев А.Л., Сергеева Нат.Е., Позднякова Н.В. Благородные металлы в колчеданном оруденении // Ежегодная науч. конференция «Ломоносовские чтения». Тезисы докладов. Изд-во МГУ. 1998. С. 52-53.
Еремин Н.И., Сергеева НЕ, Дергачев А.Л., Позднякова Н.В. Минералы благородных металлов в вулканогенных колчеданных месторождениях // Роль минералогии в развитии минерально-сурьевой базы благородных металлов и алмазов. М. 1998. С. 39^0.
Eremin N.I., Dergachev A.L. Kuroko-type volcanogenic massive sulfide deposits in the Rudny Altai province, Russia and Kazakhstan // Proceedings of the Ninth Quadrennial IAGOD Symposium. 1998. P. 361380.
Еремин Н.И., Дергачев А.Л., Сергеева Нат.Е., Позднякова Н.В. Типы колчеданных месторождений вулканической ассоциации // Вестник ОГГГГН РАН. 1999. №4(10). URL: http://www.scgis.ru/russian/cpl 25I/h_dgggms/4-99/eremin.htm#begin
Еремин H.И., Дергачев А.Л., Сергеева II.Е., Позднякова Н.В. Типы колчеданных месторождений вулканической ассоциации // Ежегодная научная конференция «Ломоносовские чтения», 23-28 апреля 1999 г. М.: МГУ, 1999. С.32-33.
Еремин Н.И., Сергеева Н.Е., Дергачев А.Л., Позднякова Н.В. Благородные металлы в вулканогенных колчеданных месторождениях // Вестник Моск. Ун-та. Сер. 4. Геология. 2000. №2. С. 52-59.
Дергачев А.Л., Еремин H.H., Сергеева Н.Е., Позднякова Н.В. Эволюция вулканогенного колчеданного оруденения в истории Земли // Ежегодная научн. конф. "Ломоносовские чтения". Тезисы докладов. М.:МГУ, 2000. С. 36-37.
Eremin N.I., Dergachev A.L. Massive sulfide deposits as a significant source of precious metals // 31s1 International Geological Congress. 2000. Congress Programm. General Simposia. Session 11-8. P. 163.
Еремин H.И., Дергачев А.Л., Сергеева Нат.Е., Позднякова Н.В. Типы колчеданных месторождений вулканической ассоциации // Геол. рудн. месторожд. 2000. Т.42. №2. С. 177-190.
Дергачев А.Л., Еремин Н.И., Позднякова Н.В., Сергеева Н.Е. Эволюция вулканогенного колчеданного рудообразования в истории Земли // Вестник ОГГГГН РАН. 2000. №3 (13). URL:http://www.scgis.ru/rvssian/cpI25l/h desems/3-2000/dereachev.htmttbesin
Еремин H.И., Дергачев А.Л., Позднякова HB., Сергеева Нат.Е. Компьютерная база данных по колчеданным месторождениям мира // Геология и минерально-сырьевые ресурсы европейской территории России и Урала. Кн. 1. Екатеринбург. 2000. С. 273.
Еремин Н.И., Дергачев А.Л., Позднякова Н.В., Сергеева Нат.Е. База данных по колчеданным месторождениям мира // V Международная конференция «Новые идеи в науках о Земле». Тезисы докл. Т.2. М. 2001. С. 217.
Еремин Н.И., Дергачев А.Л., Позднякова Н.В., Сергеева Нат.Е. Об эволюции процессов вулканогенного колчеданообразования в истории Земли // V Международная конференция "Новые идеи в науках о Земле". Тезисы докл. Т.2. М. 2001. С. 216.
Старостин В.И., Пелымский Г.А., Дергачев А.Л., Сакия Д.Р. Свинцово-цинковое оруденение в эволюции Земли // Изв. секции наук о Земле РАЕН. 2001. Вып. 7. С. 5-22.
Дергачев А.Л., Еремин Н И., Позднякова Н.В., Сергеева Н Е. Крупные колчеданные месторождения вулканической ассоциации // Науч. конф. «Ломоносовкие чтения» 2002 г. Тезисы докладов. М.:МГУ, 2002. С. 24-25.
Еремин Н.И., Дергачев А.Л., Позднякова Н.В., Сергеева Нат.Е. Эволюция вулканогенного колчеданообразования в истории Земли / Геология, геохимия и геофизика на рубеже XX и XXI веков. Т.2. М.: Связь-Принт, 2002. С. 264-266.
Еремин Н.И., Дергачев А.Л., Позднякова Н.В., Сергеева Нат.Е. Эпохи вулканогенного колчеданного рудообразования в истории Земли. // Геол. рудн. месторожд. 2002. №4. С. 259-275.
Eremin N.I., Dergachev A.L., Pozdnyakova N.V, Sergeeva N.E. Volcanogenic massive sulfide ore-formation in Earth's history //11" Quadrennial IAGOD Symposium and Geocongress. Extended Abstract Volume. 2002.
Еремин H.И., Сергеева Н Е., Дергачев А.Л., Позднякова Н.В. Благородные металлы в рудах вулканогенных колчеданных месторождений // Геология, генезис и вопросы освоения комплексных месторождений благородных металлов. М.: ИГЕМ РАН, 2002. С. 150-154,
Еремин Н.И. Дергачев А Л. Рудоносные формации фанерозойских колчеданных месторождений вулканической ассоциации II Современные проблемы формационного анализа, петрология и рудонос-ность магматических образований. Новосибирск: СО РАН, 2003. С. 127-128.
Еремин Н И., Дергачев А.Л., Позднякова Н.В., Сергеева Нат.Е. Крупные вулканогенные месторождения колчеданных руд // Вестник отделения наук о Земле РАН. 2003. №1 (21). URL: http://www.scgis.ru/russian/cpl25l/h_dgggms/l-2003/scpub-2.pdf
Дергачев А.Л., Еремин Н И., Позднякова Н.В., Сергеева Н Е. Крупнейшие колчеданоносные провинции мира // Вестн. Моск. Ун-та. Сер. 4. Геология. 2004. №4. С. 3-7.
Еремин Н.И., Дергачев А.Л., Позднякова Н.В., Сергеева Нат.Е. Крупные и особо крупные колчеданные месторождения вулканической ассоциации // Геол. рудн. месторожд. Т. 46. 2004. №2. С. 107— 127.
Еремин Н И., Сергеева Н Е., Позднякова Н.В., Дергачев А.Л. Типоморфные металлы и минералы вулканогенных колчеданных месторождений // Минералогия во всем пространстве сего слова». Санкт-Петербург: ОНЗ РАН. 2004. С. 215-216.
Eremin N., Dergachev A., Pozdnyakova N.. Sergeeva N. Large and super-large volcanic-associated massive sulfide deposits // 32nd IGC. Florence. Scientific Sessions: Abstracts (part 1). 2004. P. 660.
Еремин Н.И., Дергачев А.Л., Сергеева Нат.Е. Крупные колчеданные месторождения вулканической ассоциации // Рудные месторождения: вопросы происхождения и эволюции. Миасс: УрО РАН, 2005. С. 79-80.
Еремин Н.И., Сергеева Н.Е., Дергачев А.Л., Позднякова Н.В. Кобальт и никель в колчеданных месторождениях недифференцированных базальтоидных формаций // Вестник Моск. Ун-та Сер. 4. Геология. 2005. №3. С. 22-28.
Еремин Н И., Дергачев А.Л., Сергеева Нат.Е. Минералого-геохимические признаки масштабности колчеданных месторождений вулканической ассоциации II Прогноз, поиски, оценка рудных и нерудных месторождений на основе их комплексных моделей - достижения и перспективы. М.: ЦНИГРИ, 2006. С. 176-181.
Еремин Н.И., Сергеева Н Е., Дергачев А.Л, Типоморфизм редких минералов колчеданных руд и их геохимический тренд // Вестник Моск. Ун-та. Сер. 4. Геология. 2007. №2. С. 40-48.
Еремин Н.И., Дергачев А.Л., Сергеева Нат.Е. Палеозойские эпохи колчеданного рудообразования // Геодинамические и генетические модели рудных месторождений. Ростов-на-Дону: ЮНЦ РАН, 2007. С. 121-132.
Еремин НИ., Дергачев А.Л., Сергеева Н.Е. Крупные колчеданные месторождения вулканической ассоциации, их важнейшие геологические и минералого-геохимические особенности // Геодинамика, магматизм, метаморфизм и рудообразование. Екатеринбург: УО РАН, 2007. С. 588-599.
Еремин Н.И., Дергачев А.Л. Экономика минерального сырья. М.: КДУ, 2007, 2008. 503 с.
Еремин Н.И., Дергачев А.Л., Сергеева Н.Е. Вулканогенное колчеданно-полиметаллическое и эксга-ляционно-осадочное свинцово-цинковое оруденение в истории Земли // Рудогенез. Материалы международной конференции (2-7 февраля 2008) Миасс-Екатеринбург: УрО РАН, 2008. С. 88-91.
Дергачев А.Л., Еремин Н.И. Вулканогенное колчеданно-полиметаллическое и эксгаляционно-осадочное свинцово-цинковое оруденение в истории Земли //ДАН. 2008. Т. 423. №1. С. 89-91.
Дергачев А.Л., Еремин Н.И. Соотношение вулканогенного колчеданного и стратиформного свинцо-во-цинкового оруденения в истории Земли // Вестн. Моск. Ун-та. Сер. 4. Геология. 2008. №4. С. 2634.
Еремин Н И., Дергачев А.Л., Сергеева Н.Е. Типы протерозойских вулканогенных колчеданных месторождений Балтийского щита // Проблемы рудогенеза докембрийских щитов. Апатиты: КНЦ РАН, 2008. С. 33-36.
Дергачев А.Л., Еремин Н.И., Сергеева Н.Е. Докембрийские колчеданные месторождения вулканической ассоциации // Вестн. Моск. Ун-та. Сер. 4. Геология. 2009. №3. С. 3-12.
Еремин Н И., Дергачев А.Л., Сергеева Н.Е. Вулканогенные колчеданные месторождения в офиолито-вых комплексах // Ультрабазит-базитовые комплексы складчатых областей и связанные с ними месторождения. Екатеринбург: УрО РАН, 2009. С. 169 - 173
Подписано в печать 09.04.10 Формат 60x88 1/16. Объем 1 п.л. Тираж 150 экз. Заказ № 934 Отпечатано в ООО «Соцветие красок» 119991 г.Москва, Ленинские горы, д. 1 Главное здание МГУ, к. А-102
Содержание диссертации, доктора геолого-минералогических наук, Дергачев, Александр Лукич
Введение.
Глава 1. Эпохи колчеданообразования в геологической истории Земли.
1.1. Устойчивые признаки разновозрастных колчеданных месторождений.
1.2. Главнейшие эпохи колчеданообразования.
1.2.1. Архейско- палеопротерозойская эпоха (2950 - 2200 млн лет).
1.2.2. Палеопротерозойско-мезопротерозойская эпоха (2200 - 1350 млн лет).
1.2.3. Неопротерозойско-раннемезозойская (900-200 млн лет).
1.3. Эволюция процессов колчеданообразования.
Глава 2. Типы колчеданных месторождений вулканической ассоциации.
2.1. Медные и медно-цинковые месторождения в недифференцированных базальтоидных формациях.
2. J.I. Месторождения кипрского типа и их аналоги.
2.1.2. Месторождения типа бесси и их аналоги.
2.2. Медно-цинковые и свинец-медно-цинковые месторождения в контрастных и последовательно дифференцированных вулканогенных формациях (типы уральский и куроко и их аналоги).
2.3. Эволюция признаков колчеданных месторождений различных типов.
Глава 3. Крупные и особо крупные колчеданные месторождения вулканической ассоциации.
3.1. Критерии выделения крупных и особо крупных колчеданных месторождений вулканической ассоциации.
3.2. Эпохи образования крупных и особо крупных месторождений.
3.3. Распределение крупных месторождений по провинциям.
3.4. Распределение крупных месторождений по типам.
3.5. Некоторые геологические особенности и условия образования крупных колчеданных месторождений вулканической ассоциации.
3.5.1. Рудолокализующие структуры.
3.5.2. Рудоподводящие структуры и морфология подрудных прожилково-вкрапленных зон.
3.5.3. Длительность процессов рудообразования и палеовулканический режим.
3.5.4. Соотношение проксимальных и дистальных рудных тел.
3.5.5. Минеральный состав руд, соотношения главных рудообразующих элементов и минералого-геохимическая зональность.
Глава 4. Соотношение вулканогенного колчеданного и других типов свинцовоцинкового оруденения в истории Земли.
4.1. Суперконтинентальные циклы и крупнейшие эпохи формирования колчеданных месторождений вулканической ассоциации и месторождений типа вЕБЕХ.
4.2. Эволюция внешних геосфер и планетарные вспышки рудообразования типа БЕБЕХ.
Введение Диссертация по наукам о земле, на тему "Эволюция вулканогенного колчеданообразования в истории Земли"
Отечественной геологии свойствен историко-минерагенический подход, рассматривающийся как одно из направлений историко-геологического метода познания окружающего мира. В новейшее время его основы были заложены работами Ю.А. Бшшбина, В.И. Смирнова, Д.В. Рундквиста. В течение десятилетий такой подход развивается геологической школой Московского государственного университета, начиная с трудов В.И. Смирнова и до публикаций и лекций по эволюционной металлогении В.И. Старостина и Н.И. Еремина. Примерами такого подхода в отечественной литературе являются также труды A.C. Магакьяна, серия монографий под редакцией Д.В. Рундквиста, где рассмотрено распределение ресурсов рудных полезных ископаемых по эпохам геологического времени, монография A.M. Дымкина и В.М. Чайки под редакцией Н.П. Лаверова, посвященная эволюции накопления природных соединений элементов семейства железа, монография H.H. Зинчука, А.Д. Савко, JI.T. Шевырева «Историческая минерагения» и другие работы последнего времени. За рубежом вкладом в развитие эволюционной металлогении стали публикации разных лет Ч. Мейера, Р. Хатчинсона, X. Холланда, М. Соломона, М. Барли, Д. Гровса, Дж. Вейзера, П. Лазнички и других.
Уникальным объектом исследования при историко-минерагеническом анализе, несомненно, являются колчеданные месторождения вулканической ассоциации. В них сосредоточено не менее 11,4-107 т меди, 22,8*107 т цинка, 4,8 -107 т свинца, большое количество других цветных и благородных металлов, что составляет весомую часть их мировых запасов. Для мировой экономики они являются одним из важнейших источников Си и Zn, на них приходится большая доля мировой добычи Pb, Ag, Au, Se, Те, Bi, Sb, а также небольшие количества многих других металлов. Всего лишь на 44 крупнейших из этих объектов сосредоточено 57% Си, 53% Zn и 68% РЬ в рудах колчеданньгх месторождений. Таким образом, они отличаются не только высоким качеством и полиметаллическим составом руд, но и высокой степенью концентрации запасов, что делает многие из них приоритетными объектами для горнодобывающей промышленности. В силу этих причин важные для прогнозирования и поисков вопросы генезиса колчеданных месторождений вулканической ассоциации в течение многих десятилетий являются предметом оживленных дискуссий. Хотя основы современных представлений об их происхождении заложены в значительной степени работами В.И. Смирнова (1968, 1976) и его учеников и последователей, а также ряда зарубежных геологов еще в 60-70х годах прошлого века, некоторые аспекты, и в том числе исторический, предполагающий эволюцию процессов рудообразования в целом и колчеданообразования в частности, требуют дополнительного рассмотрения. В связи с этим сохраняют свою актуальность вопросы: каковы дискретность, интенсивность и характер изменчивости колчеданообразования в истории Земли;
- каковы основные типы колчеданных месторождений вулканической ассоциации, когда именно и в силу каких причин произошла дифференциация их на эти типы и имела ли место эволюция основных признаков этих типов, в частности, их геохимических характеристик;
- каково практическое значение колчеданных месторождений разных типов; к каким типам преимущественно относятся крупные по запасам колчеданные месторождения, существовали ли особые эпохи образования крупных и сверхкрупных колчеданных месторождений;
- какие факторы определяли образование крупных запасов колчеданных руд;
- каков вклад колчеданных месторождений вулканической ассоциации в формирование мировых запасов цветных металлов, как и в результате каких причин изменялось со временем соотношение этого и других геолого-промышленных типов месторождений свинца и цинка.
Главная цель настоящей работы заключалась в выяснении общей направленности и особенностей эволюции процессов вулканогенного колчеданообразования - одного из древнейших рудообразующих процессов в геологической истории Земли. Достижение этой цели представлялось возможным через решение следующих основных задач:
1. Выявление важнейших эпох колчеданообразования и геологических, минералогических, геохимических особенностей отвечающих им месторождений, обусловленных специфическим для каждой эпохи состоянием литосферы и внешних геосфер Земли.
2. Подразделение семейства фанерозойских колчеданных месторождений вулканической ассоциации на типы и их сравнительная характеристика, определение общих тенденций в эволюции важнейших признаков месторождений этих типов и их докембрийских аналогов и прежде всего геохимических особенностей их руд.
3. Разработка критериев выделения колчеданных месторождений, крупных и особо крупных по запасам металлов, анализ закономерностей их пространственного расположения и распределения по типам и в геологической истории; анализ структурных, формационных, палеовулканических, палеогеоморфологических и других факторов, влиявших на формирование и возможности сохранения крупных запасов колчеданных РУД.
4. Оценка вклада колчеданных месторождений вулканической ассоциации как одного из важнейших геолого-промышленных типов месторождений цветных металлов (особенно свинца и цинка) в их мировые запасы, выяснение роли колчеданных месторождений вулканической ассоциации в распределении этих запасов по времени образования, анализ изменявшегося в геологической истории соотношения вулканогенного колчеданного и других типов рудообразования.
Для решения этих задач использовались материалы, собранные автором при разномасштабных (1:50000 - 1:2000) исследованиях колчеданоносных рудных районов Рудного Алтая, в том числе Лениногорского, Николаевского, Камышинского, Березовско-Белоусовского рудных полей, а также докембрийской провинции Абитиби и Ньюфаундленда. Факторы образования месторождений крупных и особо крупных по запасам установлены на основе наблюдений автора, выполненных на месторождениях крупнейших колчеданоносных рудных провинций мира: Рудного Алтая (Николаевском, Риддер-Сокольном, Чекмарь, Орловском), пояса Абитиби (Кидц-Крик, Хорн), Аппалач (Бакане на Ньюфаундленде).
Главным методом исследований являлся палеовулканологический анализ колчеданоносных рудных районов и полей, позволивший выявлять региональные и локальные вулканические и вулкано-тектонические структуры, выяснять геолого-геоморфоло-гические признаки рудоносных вулканогенных структур и определять степень их сохранности, выполнять формационное расчленение рудоносных толщ, исследовать фациальную принадлежность рудовмещающих вулканогенных и вулканомиктовых образований, устанавливать особенности палеовулканического режима, благоприятствовавшего образованию крупных запасов колчеданных руд, а также разрабатывать палеовулканологические критерии поисков вулканогенных колчеданных месторождений («Палеовулканологический анализ .», 1984). Результаты палеовулканологического анализа и детального (1:10000 - 1:2000) картирования колчеданоносных рудных полей и месторождений явились основой для использования специальных методов исследования, в том числе тектонофизических реконструкций и структурно-петрофизического анализа (Старостин, 1979).
Фактической основой работы являлась также составленная автором оригинальная база данных по колчеданным месторождениям мира, которая учитывает широкий спектр данных (около 20 позиций) по 691 колчеданному месторождению вулканической ассоциации, в том числе по всем известным в литературе месторождениям мирового класса, и всем крупнейшим колчеданоносным рудным провинциям мира.
Для целей сравнения колчеданных месторождений вулканической ассоциации с другими типами месторождений цветных металлов по их распределению в геологической истории и относительной роли в формировании нынешних мировых запасов цинка и свинца составлена аналогичная база данных по свинцово-цинковым месторождениям в осадочных и осадочно-карбонатных толщах (более 150 месторождений типов SEDEX и 25 месторождений типа долины Миссисипи в основных рудных провинциях мира).
Важнейшей предпосылкой, сделавшей возможным историко-минерагенический подход к исследованию колчеданных месторождений вулканической ассоциации, было формирование современных представлений об их происхождении. В настоящее время считаются доказанными их связь с вулканизмом и их гидротермально-осадочная и (или) гидротермально-метасоматическая природа. Наибольший вклад в обоснование таких представлений внесли работы В.В. Авдонина, М.Б. Бородаевской, Э.Н. Баранова, Д.И. Горжевского, Н.И. Еремина, А.Н. Заварицкого, С.Н. Иванова, В.А, Коротеева, А.И. Кривцова, В.А. Прокина, Н.С. Скрипченко, В.И. Смирнова, В.И. Старостина, Т.Н. Шадлун, Г.Н. Щербы, Г.Ф. Яковлева, а также Т Ватанабе, Дж. Лайдона, Р. Ларджа, Д.Сангстера, Б. Скиннера, М. Соломона, Т. Тацуми, Дж. Франклина, Р. Хатчинсона, X. Гибсона и других исследователей.
Колчеданные месторождения вулканической ассоциации формировались в весьма разнообразных геотектонических обстановках, ассоциируют с различными субмаринными вулканогенными формациями и демонстрируют необычайное разнообразие морфологии рудных тел, палеоструктурных условий образования, минерального состава и др. признаков. Неоднократно предпринимавшиеся попытки упорядочить это множество привели к выделению в нем различных типов колчеданных месторождений. Широко известны типизации, предложенные в работах М.Б. Бородаевской, Д.И. Горжевского, В.А. Прокина, В.И. Смирнова, Г.Ф. Яковлева, а также Т. Сато, Ф. Сокинса, Дж. Франклина, Р. Хатчинсона. Н.И. Ереминым (1978, 1983) предложено учитывающее данные об отечественных и зарубежных месторождениях подразделение колчеданных месторождений вулканической ассоциации на кипрский, куроко и уральский типы. Однако во многих случаях предметом типизации являлись лишь колчеданные месторождения фанерозоя. Многочисленные и важные месторождения докембрия, и особенно раннего докембрия, без их разделения в ряде случаев относились к примитивному, или докембрийскому медно-цинковому типу, что существенно ограничивало возможности анализа эволюции признаков отдельных типов колчеданных месторождений.
Одним из важнейших аспектов истории рудообразования, вызывающих растущий интерес исследователей, является размещение и распределение в геологическом времени крупных и особо крупных месторождений. Крупным вкладом в развитие принципов их выделения, выявление их особенностей и закономерностей их образования и размещения в последние годы явились работы Ту Гуанджи (1995), П. Лазнички (1983, 1994, 1999), В.В. Гавриленко, Ю.Б. Марина (1996), В.В. Авдонина (2000), а также ряд монографий, опубликованных под редакцией Д.В. Рундквиста и Н.П. Лаверова (Крупные и сверхкрупные., 2004; Крупные и сверхкрупные месторождения рудных ., 2006). Поисковые работы во всех главных колчеданоносных рудных районах мира в возрастающей степени ориентируются на выявление так называемых объектов мирового класса. Примерами обобщений данных по таким месторождениям являются, в частности, работы X. Гибсона и Д. Керра (1992), В.В. Авдонина (2000).
Важным самостоятельным аспектом изучения эволюции колчеданообразования является исследование изменяющегося во времени соотношения его с процессами рудообразования других типов. Р. Хатчинсоном (1981) отмечена тенденция диверсификации в геологической истории типов месторождений Си, Ъп и РЬ. В соответствии с классификацией, разработанной В.И. Смирновым, В.Д. Конкиным, А.И. Кривцовым, Г.В. Ручкиным, Н.Г. Скрипченко, важнейшими геолого-промышленными типами месторождений свинца и цинка наряду с вулканогенными колчеданными являются стратиформные свинцово-цинковые месторождения в терригенных и терригенно-карбонатных породах (тип ЗЕБЕХ) и стратифицированные свинцово-цинковые месторождения в карбонатных породах (тип долины Миссисипи), образующие по существу непрерывный ряд (8ап§з1ег, 1995, 1998; Ручкин, Конкин, 1989, 1993, 1994). Геологические особенности месторождений этих типов подробно рассмотрены в работах Кроксфорда (1968, 1972), Д. Сангстера (1984, 1990, 1993, 1995, 1998), В.Д. Конкина (1993), В.Г. Ручкина (1984, 1998), Л. Густафсона и Н. Уильямса (1984), В. Хастона (2006), Р. Ларджа (2006) и др.
Подготовка диссертационной работы стала возможной благодаря разносторонней и многолетней помощи всех сотрудников кафедры геологии и геохимии полезных ископаемых и моральной поддержке руководства геологического факультета МГУ. Автор считает своим долгом поблагодарить за помощь своих ныне ушедших учителей академика В.И. Смирнова и профессора Г.Ф Яковлева. Хочется выразить особую признательность чл.-корр. РАН, профессору Н.И. Еремину, который в течение многих лет осуществлял фактическое идейное руководство работой и своими советами и рекомендациями внес огромный вклад в ее совершенствование. На формирование научных представлений автора в разное время сильнейшее влияние оказали В.В. Авдонин и В.И. Старостин, под руководством которых автору посчастливилось работать в течение длительного времени. Диссертант с благодарностью вспоминает профессоров X. Гибсона и Р. Ходцера (Канада), много способствовавших успешному проведению исследований на колчеданных месторождениях Канады.
Заключение Диссертация по теме "Геология, поиски и разведка твердых полезных ископаемых, минерагения", Дергачев, Александр Лукич
ЗАКЛЮЧЕНИЕ
Эволюция колчеданообразоваиия в геологической истории Земли характеризуется неравномерностью и цикличностью, общей направленностью и необратимостью изменений. Выделяются три крупных эпохи колчеданообразоваиия. В пределах каждой из них распределение колчеданных месторождений и их запасов во времени носило отчетливый пиковый характер: большинство месторождений этого типа и основная масса запасов руд формировались в течение относительно узких временных интервалов (50-80 млн лет). Периодическое возобновление процессов колчеданообразоваиия не являлось случайным, а носило циклический характер, обусловленный общей направленностью тектонического развития и существованием тектонических циклов (суперконтинентальных циклов), включавших сближение континентальных массивов, образование и последующий распад суперконтинентов. В рамках каждого из циклов пики колчеданообразоваиия отвечали стадиям быстрого сближения блоков континентальной коры, нередко совпадали с пиками активности мантийных суперплюмов, предшествовали становлению суперконтинентов и крупным приращениям коры континентального типа. Общая направленность эволюции колчеданообразоваиия выражена постепенным, от одной эпохи колчеданоообразования к другой, расширением географии распространения месторождений колчеданного семейства, увеличением числа возникавших колчеданоносных рудных провинций, возрастанием суммарных запасов руды и металлов на месторождениях соответствующего возраста и формированием все большего числа крупных и особо крупных объектов. Хотя многие важнейшие признаки древнейших (мезо- и неоархейских) колчеданных месторождений и сохраняются у их более молодых аналогов, однако, месторождения более поздних эпох не являются точными копиями своих предшественников. В них постепенно, но необратимо закрепляется целый ряд важных отличий, обусловленных специфическим для данной эпохи состоянием литосферы, гидросферы, атмосферы и биосферы Земли.
На основе формационной принадлежности рудоносных вулканогенных формаций и особенностей состава руд колчеданные месторождения вулканической ассоциации могут быть подразделены на типы кипрский, бесси, уральский и куроко. Окончательная дифференциация на типы проявилась уже в конце протерозоя-палеозое, однако история формирования месторождений кипрского типа может быть прослежена до палеопротерозоя, а типа бесси - до мезопротерозоя. Аналоги фанерозойских типов уральского и куроко установлены уже среди месторождений неоархейского возраста. Пример месторождений двух последних типов и их древнейших аналогов показывает, что в течение длительного времени в связи дифференциацией вещества Земли, ее остыванием и связанными с этим изменениями тектонических режимов и механизмов магмообразования имела место эволюция признаков этих типов при сохранении общих соотношений между ними. Важнейшим геохимическим выражением ее является возрастание средних содержаний свинца (только для типа куроко) и меди при снижении содержаний цинка и серебра и соответствующие возрастание медно-цинкового и свинцово-цинкового и снижение серебро-свинцового отношения.
Лишь 4—5% месторождений могут рассматриваться как крупные или особо крупные для группы колчеданных месторождений вулканической ассоциации. Максимумы их образования приходились на периоды 2750-2700 млн лет, 1900-1800 млн лет, а также на кембрий-ранний ордовик и особенно девон-ранний карбон. Подавляющее большинство этих месторождений расположено в крупнейших мировых колчеданоносных провинциях и относится к типам уральскому или куроко. Важнейшими факторами образования крупных запасов колчеданных руд являются формационный (связь с контрастными или последовательно-дифференцированными вулканогенными формациями), близость источника рудного вещества, наличие структур, благоприятствовавших накоплению и быстрому захоронению крупных рудных тел, а также большая продолжительность процессов рудо-образования на фоне спокойного палеовулканического режима. Для формирования крупных запасов колчеданных руд не требовалось никаких неповторимых в геологической истории случайных совпадений факторов. Колчеданные месторождения вулканической ассоциации крупные и особо крупные по запасам руды и металлов относятся к обычным (Ти Оиш^гЫ, 1998), и для поисков рядовых и крупных и особо крупных месторождений могут использоваться одни и те же прогнозно-поисковые модели.
Колчеданные месторождения вулканической ассоциации представляют один из древнейших типов месторождений меди, а также древнейший в истории Земли тип месторождений РЬ и Ъп, опередивший своим появлением остальные типы почти на 1,5 млрд лет. В период 3,46-1,85 млрд лет он был ответствен за раннее начало накопления РЬ, появление первого крупного пика накопления запасов Zn 2750-2700 млн лет назад и начало крупной эпохи накопления запасов этого металла в палеопротерозое. После 1850 млн лет назад распределение мировых запасов этих металлов определялось соотношением во времени пиков образования колчеданных месторождений вулканической ассоциации и других важнейших геолого-промышленных типов месторождений РЬ и Ъъ. (особенно месторождений типов БЕЭЕХ и долины Миссисипи). Важнейшими причинами, обусловившими совпадение или разобщение во времени соответствующих пиков, явились тектонический фактор, эволюция состава коры континентального типа, а также необратимые изменения в атмосфере, гидросфере и биосфере Земли, вызвавшие появление новых типов месторождений сульфидных руд цветных металлов.
Библиография Диссертация по наукам о земле, доктора геолого-минералогических наук, Дергачев, Александр Лукич, Москва
1. Авдонин В.В. Структурно-морфологические типы и околорудные породы колчедан-но-полиметаллических месторождений северо-западной части Рудного Алтая // Геол. рудн. месторожд. 1980. №2. С. 44-62.
2. Авдонин В.В. Ликвация и формирование рудоносных вулканогенных комплексов. М. 1987. 239 с.
3. Авдонин В.В. Условия возникновения и поисковые критерии уникальных месторождений цветных и благородных металлов. М.: Геоинформмарк, 2000. 55 с.
4. Авдонин В.В., Бойцов В.Е., Григорьев В.М., Семинский Ж.В., Солодов H.A. Месторождения металлических полезных ископаемых. М.: Геоинформмарк, 1998. 270 с.
5. Авдонин В.В., Бойцов В.Е., Григорьев В.М., Семинский Ж.В., Солодов H.A., Старостин В.И. Месторождения металлических полезных ископаемых. М.: Академический проект, 2005. 718 с.
6. Авдонин В.В., Гариков И.О., Наумов В.А. Вулканические структуры юго-западного крыла Алейского антиклинория (Рудный Алтай) // Изв. Вузов. Геол. и разведка. 1978. №8. С. 55-63.
7. Авдонин В.В., Дергачев А.Л. Структурные условия локализации руд и околорудных пород колчеданно-полиметаллических месторождений Рудного Алтая // Металлогения современных и древних океанов. Миасс: УрО РАН. 1992. С. 167-168.
8. Авдонин В.В., Дергачев А.Л., Еремин Н.И., Филицина Т.А. Николаевское месторождение // Палеовулканический анализ колчеданоносных провинций. М.: МГУ, 1984. С. 122-138.
9. Авдонин В.В., Дергачев А.Л., Сергеева Нат.Е. Реликты гидротермальных построек на колчеданно-полиметаллических месторождениях Рудного Алтая // Вестник Моск. Унта. Сер. 4. Геология. 1993. №4. С. 48-55.
10. Авдонин В.В., Сергеева Н.Е. Редкие металлы в эволюционных рядах колчеданно-полиметаллических месторождений // Вестн. Моск. Ун-та. Сер. 4. Геология. 1999. №4. С. 40-48.
11. Батурин Г.Н. Руды океана. М.:Наука, 1993. 303 с.
12. Богданов Ю.А., Лисицын А.П., Сагалевич A.M., Гурвич Е.Г. Гидротермальный рудо-генез океанского дна. М.: Наука, 2006. 527 с.
13. Бородаевская. М.Б., Кривцов А.И., Ширай Е.П. Основы структурно формационного анализа колчеданоносных провинций. М.: Недра, 1977.
14. Бородаевская М.Б., Курбанов Н.К., Ширай Е.П. и др. Вулканогенные формации ба-зальтоидного ряда и связь с ними колчеданного оруденения в различных провинциях СССР // Эволюция вулканизма в истории Земли. М., 1974.С. 410-420.
15. Бугге Дж.А.У. Норвегия // Минеральные месторождения Европы. Т. 2. М.: Мир, 1982. С. 330-408.
16. Быховер H.A. Распределение мировых ресурсов минерального сырья по эпохам рудо-образования. М.: Недра, 1984. 576 с.
17. Ватанабе Т. Вулканизм и рудообразование // Вулканизм и рудообразование. М.: Мир, 1973. С. 9-16.
18. Вревский А.Б., Рыбаков С.И., Ефимов М.М. и др. Сравнительный анализ геологического строения и развития зеленокаменных поясов Балтийского и Южно-Индийского щитов // Геотектоника. 1996. №5. С. 43-54.
19. Вулканогенные колчеданно-полиметаллические месторождения. М.:Изд-во МГУ, 1978. 278 с.
20. Гавриленко В.В., Марин Ю.Б. Основные закономерности локализации и главные признаки крупных и уникальных месторождений олова // Уникальные месторождения полезных ископаемых России закономерности формирования и размещения. СПб. 1996. С. 103-106.
21. Гончарова Т.Я., Дергачев A.JI. Обломочные породы на Николаевском колчеданно-полиметаллическом месторождении Рудного Алтая // Вестн. Моск. Ун-та. Серия 4. Геология. 1977. №4. С. 27-37.
22. Горжевский Д.И. О металлогенических типах эвгеосинклинальных структурно фор-мационных зон и рудных районов // Закономерности размещения полезных ископаемых. М.: Недра, 1978. Т.12. С. 130-135.
23. Густафсон Л.Б., Уильяме Н. Стратиформные месторождения меди, свинца и цинка в осадочных породах // Генезис рудных месторождений. Т. 1. М.: Мир. 1984. С. 156— 244.
24. Дергачев А.Л. О геологическом возрасте рудовмещающих толщ на Николаевском месторождении //ДАН СССР. 1976. Т. 230. №1. С. 167-169.
25. Дергачев А.Л. Новые данные о структуре Николаевского колчеданно-полиметаллического месторождения на Рудном Алтае // ДАН СССР. 1977. Т. 232. № 5. С. 1146-1149.
26. Дергачев A.JI., Еремин Н.И. Соотношение вулканогенного колчеданного и страти-формного евинцово-цинкового оруденения в истории Земли // Вестн. Моск. Ун-та. Сер. 4. Геология. 2008а. №4. С. 26-34.
27. Дергачев A.JL, Еремин Н.И. Вулканогенное колчеданно-полиметаллическое и эксга-ляционно-осадочное свинцово-цинковое оруденение в истории Земли // Доклады Академии Наук. 20086. Т. 423. №1. С. 89-91.
28. Дергачев А.Л., Еремин Н.И., Позднякова Н.В., Сергеева Н.Е. Эволюция вулканогенного колчеданного рудообразования в истории Земли // Вестник ОГГГГН РАН. 20006. №3 (13). 21 с.
29. URl^:http://www.scsis.ru/russian/cpl251/h dsggms/3-2000/dersachev.htm#beein
30. Дергачев А.Л., Еремин Н.И., Позднякова Н.В., Сергеева Н.Е. Крупные колчеданные месторождения вулканической ассоциации // Науч. конф. «Ломоносовкие чтения» 2002 г. Тезисы докладов. М.:МГУ, 2002. С. 24-25.
31. Дергачев А.Л., Еремин Н.И., Позднякова Н.В., Сергеева Н.Е. Крупнейшие колчедано-носные провинции мира// Вестн. Моск. Ун-та. Сер. 4. Геология. 2004. №4. С. 3-7.
32. Дергачев А.Л., Еремин Н.И., Сергеева Н.Е. Докембрийские колчеданные месторождения вулканической ассоциации // Вестн. Моск. Ун-та. Сер. 4. Геология. 2009. №3. С. 3 -12.
33. Дергачев А.Л., Еремин Н.И., Сергеева Н.Е., Позднякова Н.В. Эволюция вулканогенного колчеданного оруденения в истории Земли // Ежегодная научн. конф. "Ломоносовские чтения". Тезисы докладов. М.:МГУ, 2000а. С. 36-37.
34. Дергачев А.Л., Литвинович Н.В. О геологическом возрасте рудовмещающих пород Николаевского месторождения на Рудном Алтае // ДАН СССР. 1987. Т. 292. №5. С. 1211-1214.
35. Дергачев А.Л., Пак Т.М., Еремин Н.И. О природе рудовмещающих купольных структур на Риддер-Сокольном месторождении на Рудном Алтае // ДАН. Т. 334. 1994. №4. С. 476-479.
36. Дергачев А.Л., Сергеева Нат. Е., Авдонин В.В., Старостин В.И. Повторяемость процессов рудообразования на Николаевском рудном поле на Рудном Алтае // Геол. рудн. месторожд. 1989. №4. С. 38-48.
37. Дергачев А.Л., Сергеева Н.Е., Филицина Т.А. О рудокластах на Николаевском колче-данно-полиметаллическом месторождении на рудном Алтае // Геология рудн. месторожд. 1986. № 1. С. 89-95.
38. Дергачев A.JI., Старостин В.И. Структурно-петрофизический анализ Николаевского колчеданно-полиметаллического рудного поля (Рудный Алтай) // Геология рудн. ме-сторожд. 1979. №4. С. 17-31.
39. Дергачев А.Л., Старостин В.И. Тектонофизическая эволюция вулканогенных рудоносных структур Прииртышского района // Геол. рудн. месторожд. 1988. №1. С.53-68.
40. Додин Д.А., Коробейников А.Ф. Особенности размещения и генезиса крупных и уникальных месторождений платиновых металлов России // Крупные и уникальные месторождения редких и благородных металлов». СПб. 1998. С. 193-208.
41. Домарев B.C. Формации рудных месторождений в истории земной коры. Л.: Недра, 1984. 168 с.
42. Еремин H.H. Типизация фанерозойских колчеданных месторождений // Докл.АН СССР. 1978. Т. 240. № 5. С. 1176-1179.
43. Еремин Н.И. Дифференциация вулканогенного сульфидного оруденения (на примере колчеданных месторождений фанерозоя). М.: МГУ, 1983. 256 с.
44. Еремин Н.И. Золотоносность вулканогенных колчеданных месторождений // Золотое оруденение и гранитоидный магматизм Северной Пацифики. Т.2. Магадан: СВКНИИ ДВО РАН, 2000. С. 110-120.
45. Еремин Н.И., Дергачев А.Л. Колчеданные месторождения офиолитовых комплексов // Металлогения складчатых систем с позиций тектоники плит. Екатеринбург: УрО РАН, 1994. С. 163-164.
46. Еремин Н.И. Дергачев А.Л. Рудоносные формации фанерозойских колчеданных месторождений вулканической ассоциации // Современные проблемы формационного анализа, петрология и рудоносность магматических образований. Новосибирск: СО РАН, 2003. С. 127-128.
47. Еремин Н.И., Дергачев А.Л. Экономика минерального сырья. М.: КДУ, 2007. 503 с.
48. Еремин H.H., Дергачев А.Л., Позднякова Н.В., Сергеева Нат.Е. База данных по колчеданным месторождениям мира // V Международная конференция «Новые идеи в науках о Земле». Тезисы докладов. Т.2. М. 2001а. С. 217.
49. Еремин Н.И., Дергачев А.Л., Позднякова Н.В., Сергеева Нат.Е. Компьютерная база данных по колчеданным месторождениям мира // Геология и минерально-сырьевые ресурсы европейской территории России и Урала. Кн. 1. Екатеринбург. 2000а. С. 273.
50. Еремин Н.И., Дергачев А.Л., Позднякова Н.В., Сергеева Нат.Е. Об эволюции процессов вулканогенного колчеданообразования в истории Земли // V Международная конференция "Новые идеи в науках о Земле". Тезисы докл. Т.2. М. 20016. С. 216.
51. Еремин Н.И., Дергачев A.JL, Позднякова Н.В., Сергеева Нат.Е. Эволюция вулканогенного колчеданообразования в истории Земли // Геология, геохимия и геофизика на рубеже XX и XXI веков. Т.2. М.: Связь-Принт, 2002. С. 264-266.
52. Еремин Н.И., Дергачев A.JL, Позднякова Н.В., Сергеева Нат.Е. Эпохи вулканогенного колчеданного рудообразования в истории Земли. // Геол. рудн. месторожд. 20026. №4. С. 259-275.
53. Еремин Н.И., Дергачев A.JL, Позднякова Н.В., Сергеева Нат.Е. Крупные вулканогенные месторождения колчеданных руд // Вестник отделения наук о Земле РАН. 2003. №1 (21). URL: http://www.scgis.ru/rnssian/cpl251/hdgggms/l-2003/scpub-2.pdf
54. Еремин Н.И., Дергачев A.JL, Позднякова Н.В., Сергеева Нат.Е. Крупные и особо крупные колчеданные месторождения вулканической ассоциации // Геол. рудн. месторожд. Т. 46.2004а. №2. С. 107-127.
55. Еремин Н.И., Дергачев A.JL, Сергеева Н.Е. Ридцер-Сокольное колчеданно-полиметаллическое месторождение на Рудном Алтае крупный источник благородных металлов // Крупные и уникальные месторождения редких и благородных металлов. С-Пб. 1996. С. 109-111.
56. Еремин Н.И. Дергачев A.JI. Рудоносные формации фанерозойских колчеданных месторождений вулканической ассоциации // Современные проблемы формационного анализа, петрология и рудоносность магматических образований. Новосибирск: СО РАН, 2003. С. 127-128.
57. Еремин Н.И., Дергачев A.JL, Сергеева Нат.Е. Крупные колчеданные месторождения вулканической ассоциации // Рудные месторождения: вопросы происхождения и эволюции. Миасс: УО РАН, 2005. С. 79-80.
58. Еремин Н.И., Дергачев А.Л., Сергеева Нат.Е. Палеозойские эпохи колчеданного рудо-образования // Геодинамические и генетические модели рудных месторождений. Ростов-на-Дону: ЮНЦ РАН, 20076. С. 121-132.
59. Еремин Н.И., Дергачев А.Л., Сергеева Н.Е. Типы протерозойских вулканогенных колчеданных месторождений Балтийского щита // Проблемы рудогенеза докембрийских щитов. Апатиты: КНЦ РАН, 20086. С. 33-36.
60. Еремин Н.И., Дергачев А.Л., Сергеева Н.Е. Вулканогенные колчеданные месторождения в офиолитовых комплексах // Ультрабазит-базитовые комплексы складчатых областей и связанные с ними месторождения. Екатеринбург: УО РАН, 2009. С. 169 — 173.
61. Еремин Н.И., Дергачев А.Л., Сергеева Нат.Е., Позднякова Н.В. Типы колчеданных месторождений вулканической ассоциации // Вестник ОГГГГН РАН. 1999а. №4(10). URL: http://www.scgis.ru/russian/cpl251/hdgggms/4-99/eremin.htm#begin
62. Еремин Н.И., Дергачев А.Л., Сергеева Нат.Е., Позднякова Н.В. Благородные металлы в колчеданном оруденении // Ежегодная науч. конференция «Ломоносовские чтения». Тезисы докладов. Изд-во МГУ. 1998. С. 52-53.
63. Еремин Н.И., Дергачев А.Л., Сергеева Н.Е., Позднякова Н.В. Типы колчеданных месторождений вулканической ассоциации // Ежегодная научная конференция «Ломоносовские чтения», 23-28 апреля 1999 г. М.: МГУ, 19996. С.32-33.
64. Еремин Н.И., Дергачев А.Л., Сергеева Нат.Е., Позднякова Н.В. Типы колчеданных месторождений вулканической ассоциации // Геол. рудн. месторожд. 2000в. Т.42. №2. С. 177-190.
65. Еремин Н.И., Сергеева Н.Е., Дергачев А.Л. Типоморфизм редких минералов колчеданных руд и их геохимический тренд // Вестник Моск. Ун-та. Сер. 4. Геология. 2007в. №2. С. 40-48.
66. Еремин Н.И., Сергеева Н.Е., Дергачев А.Л., Позднякова Н.В. Минералы благородных металлов в вулканогенных колчеданных месторождениях // Роль минералогии в развитии минерально-сырьевой базы благородных металлов и алмазов. М. 1998. С. 3940.
67. Еремин Н.И., Сергеева Н.Е., Дергачев А.Л., Позднякова Н.В. Благородные металлы в вулканогенных колчеданных месторождениях // Вестник Моск. Ун-та. Сер. 4. Геология. 20006. №2. С. 52-59.
68. Еремин Н.И., Сергеева Н.Е., Дергачев А.Л., Позднякова Н.В. Благородные металлы в рудах вулканогенных колчеданных месторождений // Геология, генезис и вопросы освоения комплексных месторождений благородных металлов. М.: ИГЕМ РАН, 2002. С. 150-154.
69. Еремин Н.И., Сергеева Н.Е., Дергачев A.JL, Позднякова Н.В. Кобальт и никель в колчеданных месторождениях недифференцированных базальтоидных формаций // Вестник Моск. Ун-та. Сер. 4. Геология. 2005. №3. С. 22-28.
70. Еремин Н.И., Сергеева Н.Е., Позднякова Н.В., Дергачев A.JL Типоморфные металлы и минералы вулканогенных колчеданных месторождений // Минералогия во всем пространстве сего слова. С.-Пб.: ОНЗ РАН. 20046. С. 215.
71. Заварзин Г.А. Становление биосферы // Вестник РАН. 2001. №11. С. 988-1001.
72. Зайков В.В. Медноколчеданные месторождения среди офиолитов Южного Урала — аналоги сульфидных залежей в океанических рифтах // Вопросы петрологии, минералогии, геохимии и геологии офиолитов. Новосибирск: СО РАН, 1999. С. 180-194.
73. Зоненшайн Л.П., Кузьмин М.И. Палеогеодинамика. М.:Наука. 1992. 192 с.
74. Кадзивара И. Гипс-ангидритовые руды и связанные с ними минеральные ассоциации месторождения Мотояма рудника Ханава // Вулканизм и рудообразование. М.: Мир, 1973. С.169-172.
75. Коваленко В.И., Богатиков O.A., Дмитриев Ю.И., Кононова В.А. Общие закономерности эволюции магматизма в истории Земли // Магматические горные породы. Т.6. М.:Наука, 1987. С. 332-348.
76. Колчеданные месторождения мира. Под ред. В.И. Смирнова. М.: Недра, 1979. 284 с.
77. Колчеданные месторождения СССР. М.: Наука, 1983. 221 с.
78. Конкин В.Д., Ручкин Г.В. Свинцово-цинковые месторождения осадочных бассейнов // Отечественная геология. 1993. №7. С. 69-73.
79. Константинов М.М. Золоторудные гиганты // Отеч. геол. 1993. №6. С. 75-83.
80. Контарь Е.С. Колчеданные руды в геологической истории Земли // Геология и мине-рагения подвижных поясов. Екатеринбург: Уралгеолсъемка, 1997. С. 79-96.
81. Контарь Е.С. Стратиграфические уровни палеозойского колчеданообразования на Урале и их продуктивность // Геология и минерально-сырьевые ресурсы Европейской территории России и Урала. Екатеринбург. 2000. С. 92-94.
82. Коротеев В.А., Сазонов В.Н. Геодинамика, рудогенез, прогноз (на примере Урала). Екатеринбург: ИГГ УрО РАН, 2005. 259 с.
83. Кривцов А.И. Новые данные по морфологии рудных тел, взаимоотношению даек и оруденения на Бурибайском медноколчеданном месторождении (Южный Урал) // Известия ВУЗов. Геология и разведка. 1963. №7. С. ХХХХ
84. Кривцов А.И., Самонов И.З., Шабаршов П.Я. О продуктивности различных металло-генических эпох для колчеданного оруденения // Геол. рудн. месторожд. 1979. №1. С. 97-102.
85. Крупные и сверхкрупные месторождения: закономерности размещения и условия образования. Под ред. Д.В. Рундквиста. М.: ИГЕМ РАН, 2004. 430 с.
86. Крупные и сверхкрупные месторождения полезных ископаемых. Т. 1. Глобальные закономерности размещения. Под ред. Д.В. Рундквиста. М.: ИГЕМ РАН, 2006. 390 с.
87. Масленников В.В. Цитологический контроль медно-колчеданных руд. Свердловск: УрО АН СССР, 1991.141 с.
88. Масленников В.В. Седиментогенез, гальмиролиз и экология колчеданоносных палео-гидротермальных полей. Миасс: Геотур, 1999. 348 с.
89. Мацукума Т., Хорикоси Е. Обзор месторождений куроко в Японии // Вулканизм и ру-дообразование. М.: Мир, 1973. С. 129-150.
90. Медноколчеданные месторождения Урала. Под ред. Иванова С.Н., Прокина В.А. Екатеринбург: Наука, 1992. 312 с.
91. Мейер Ч. Процессы рудообразования в геологической истории // Генезис рудных месторождений. М.: Мир, 1984. С. 13-71.
92. Мелекесцева И.Ю. Гетерогенные кобальт-медноколчеданные месторождения в ульт-рамафитах палеоостроводужных структур. М.: Наука, 2007. 245 с.
93. Мелекесцева И.Ю., Зайков В.В. Руды Ишкининского кобальт-медноколчеданного месторождения (Южный Урал). Миасс: ИМин Уро РАН, 2003. 122 с.
94. Металлогеническая эволюция архейских зеленокаменных поясов Карелии. Часть 1. Вулканизм, седиментогенез, метаморфизм и металлогения. Под ред. Лазарева Ю.И. С.-Пб.: Наука, 1993. 330с.
95. Миронов Ю.В., Ельянова Е.А., Ю.Г. Зорина и др. Вулканизм и океанское колчедано-образование. М.: Научный мир, 1999.
96. Пак Т.М., Дергачев А.Л. Рудные обломки Риддер-Сокольного колчеданно-полиметаллического месторождения (Рудный Алтай) // Вестн. Моск. Ун-та. Сер. 4. Геология. 1993. №1. С. 77-81.
97. Палеовулканологический анализ колчеданоносных провинций. Под ред Г.Ф. Яковлева. М.: МГУ, 1984.193 с.
98. Покровская И.В. Минералогия и условия образования полиметаллических месторождений. А-А.: Наука. 1982. 129 с.
99. Прокин В.А., Серавкин И.Б., Ф.П.Буслаев и др. Медно-колчеданные месторождения Урала: Условия формирования. Екатеринбург: Изд-во УрО РАН, 1992. 307 с.
100. Рундквист Д.В. Вопросы изучения филогенеза месторождений полезных ископаемых //Записки ВМО. 1968. Ч. 97. Вып. 2. С. 191-209.
101. Рундквист Д.В. Эволюция рудообразования во времени // Геологическое строение СССР. М.: Недра, 1969. 303-331.
102. Рундквист Д.В. Фактор времени при формировании гидротермальных месторождений: периоды, эпохи, этапы и стадии рудообразования // Геол. рудн. месторожд. 1997. №1. С. 11-24.
103. Рундквист Д.В. Эволюционные ряды, ритмы зональности и главная последовательность развития геологических и рудных формаций // Закономерности размещения полезных ископаемых. М.:Наука, 1988. Т. 15. С. 73-82.
104. Ручкин Г.В. Стратиформные полиметаллические месторождения докембрия // М.:Недра, 1984.
105. Ручкин Г.В., Конкин В.Д. Минерагения пассвиных окраин и шельфов окраинных морей // Минерагения осадочных бассейнов континентов и периконтинентальных областей. М.:Недра. 1998.
106. Серавкин И.Б. Вулканизм и колчеданные месторождения Южного Урала. М.: Наука, 1986. 268 с.
107. Серавкин И.Б. Вулканогенные колчеданные месторождения Южного Урала // Геодинамика, магматизм, метаморфизм и рудообразование. Екатеринбург: УрО РАН, 2007. С. 638-669.
108. Смирнов В.И. Колчеданные месторождения //Генезис эндогенных рудных месторождений. М.: Недра, 1968. С. 586-647.
109. Смирнов В.И. Медные и полиметаллические месторождения СССР, связанные с инициальным вулканизмом // Проблемы рудообразования (материалы IV симпозиума IAGOD). Т. 1. София. 1976а. С. 81-90.
110. Смирнов В.И. Геология полезных ископаемых. М.: Недра, 19766. 688 с.
111. Смирнов В.И. Эндогенное рудообразование в геологической истории // Геология рудн. месторожд. 1982. №4. С. 3-20.
112. Смирнов В.И. Периодичность рудообразования в геологической истории // 27-й Международный Геологический Конгресс. Металлогения и рудные месторождения. Секция С.12. Доклады. Т. 12. М. 1984. С. 3-10.
113. Смирнов В.И. Геология полезных ископаемых. М.: Недра, 1989. 325 с.
114. Сорохтин Н.О., Сорохтин О.Г. Высота стояния континентов и возможная природа раннепротерозойского оледенения//ДАН. 1997. Т. 354, №2. С. 234-237.
115. Сорохтин О.Г., Сорохтин Н.О. Происхождение и эволюция земной атмосферы // Вестник РАЕН. 2002. Т.2. №3. С. 6-18.
116. Сорохтин О.Г., Старостин В.И., Сорохтин Н.О. Эволюция Земли и происхождение полезных ископаемых // Изв. Секции наук о Земле РАЕН. 2001. Вып. 6. С. 5-25.
117. Сорохтин О.Г., Ушаков С.А. Происхождение Луны и ее влияние на глобальную эволюцию Земли. М.: МГУ, 1989. 111 с.
118. Сорохтин Г.О., Ушаков С.А. Природа тектонической активности Земли. Итоги науки и техники. Сер. Физика Земли. М.: ВИНИТИ, 1993. 292 с.
119. Сорохтин О.Г., Ушаков С.А. Развитие Земли. М.: МГУ, 2002. 560 с.
120. Сорохтин О.Г., Ушаков С.А., Сорохтин Н.О. Возможная природа уникальной метал-логенической эпохи раннего протерозоя //. Секции наук о Земле РАЕН. 1998. Специальный выпуск. С. 723-737.
121. Старостин В.И., Дергачев А.Л. Структурно-петрофизический и тектонофациальный анализы эндогенных месторождений // Тектонофациальный анализ и его роль в геологии, геофизике и металлогении. А-А. «Гылым», 1991. С. 193-203.
122. Старостин В.И., Дергачев А.Л., Коломенский E.H. Рудоподводящие каналы на Николаевском полиметаллическом месторождении (Рудный Алтай) // ДАН СССР. 1977. Т. 237. №2. С. 424-427.
123. Старостин В.И., Пелымский Г.А., Дергачев А.Л., Сакия Д.Р. Свинцово-цинковое ору-денение в эволюции Земли // Изв. секции наук о Земле РАЕН. 2001. Вып. 7. С. 5-22.
124. Старостин В.И., Сорохтин О.Г. Эволюция Земли и металлогения. // Известия секции наук о Земле. 2002. №8. С.64-76.
125. Твалчрелидзе Г.А. О типах колчеданных месторождений и провинций // Изв. АН СССР. Сер. геол. 1978. №10. С. 5-16.
126. Филицина Т.А., Дергачев А.Л., Сергеева Н.Е. О взаимоотношении субвулканических даек основного состава с медно-цинковыми рудами в Прииртышском районе Рудного Алтая // ДАН СССР. 1987. Т. 297. №4. С. 932-936.
127. Франклин Дж.М., Лайдон Дж.У., Сангстер Д.Ф. Колчеданные месторождения вулканической ассоциации // Генезис рудных месторождений. М.:Мир, 1984. С. 39-252.
128. Хадьиставриноу Ю., Константиноу Г. Кипр. // Минеральные месторождения Европы. Т. 2. М.: Мир, 1984. С. 345-374.
129. Хаин В.Е. Проблемы тектоники раннего докембрия // Вестн. Моск. ун-та. Сер. 4. Геология. 2000. № 4. С. 13-24.
130. Хаин В.Е., Божко Н.А. Историческая геотектоника, докембрий. М.: Недра, 1988. 382 с.
131. Хаин В.Е., Ломизе М.Г. Геотектоника с основами геодинамики. М.: КДУ, 2005. 553 с.
132. Черников А.А. Полигенные минеральные ассоциации в формировании крупных и гигантских золотосеребряных, полиметаллически-серебряных и других месторождений // Крупные и уникальные месторождения редких и благородных металлов. СПб. 1998. С. 220-230.
133. Шарков Е.В. Палеопротерозой главный поворотный пункт в развитии Земли // Изв. секции наук о Земле РАЕН. 2004. Вып. 12. С. 17-26.
134. Яковлев Г.Ф. Рудоносные вулканогенные структуры эвгеосинклиналей // Вестн. МГУ. Сер. 4. Геология. 1976. № 6. С. 3-26.
135. Яковлев Г.Ф., Авдонин В.В., Гончарова Т.Я., Демин Ю.И., Дергачев А.Л. и др. Палеовулканологическая обстановка формирования алтайских колчеданно-полиметаллических месторождений // Вестн. Моск. Ун-та. Сер. 4. Геология. 1984. №4. С. 39-51.
136. Abbott D.H., Drury R., Smith W.H.F. A flat to steep transition in subduction style // Geology. 1994. V. 22. P. 937-940.
137. Abbott D.H., Isley A.E. The intensity, occurrence and duration of superplume events and eras over geological time // Journal of Geodynamics. 2002. V. 34. P. 265-307.
138. Adamides N.G. The form and environment of formation of the Kalavasos ore deposits Cyprus // Ophiolites. Proceedings of the International Symposium. 1979. Geol. Surv. Dep. Cyprus. 1980. P.117-127.
139. Afifi f., Doe B.R., Sims P.K., Delevaux M.H. U-Th-Pb isotope chronology of sulfide ores and rocks in the early Proterozoic metavolcanic belt of northern Wisconsin // Econ. Geol. 1984. V. 79. P. 338-353.
140. Afitabi A., Ghodrati Z., Maclean W.H. Metamorphic textures and geochemistry of the Cyprus-type massive sulfide lenses at Zurabad, Khoy, Iran // Journal of Asian Earth Sciences. 2005. V. 27. № 4. P. 523-533.
141. Aggarwal P.K., Nessbit B.E. Geology and geochemistry of the Chu Chua massive sulfide deposit, British Columbia// Econ. Geol. 1984. V. 79. P. 815-825.
142. Allegre C.J., Othman D.B. Nd-Sr isotopic relationship in granitoid rocks and continental crust development: a chemical approach to orogenesis // Nature. 1980. V. 286. P. 335-342.
143. Allen R., Weihed P., Svenson S.-A. Setting of Zn-Cu-Au-Ag massive sulfide deposits in the evolution and facies architecture of a 1.9 Ga marine volcanic arc, Skellefte district, Sweden // Econ. Geol. 1996b. V. 91. P. 1022-1053.
144. Almodovar G.R., Saez R., Pons J.M., Maestre A., Toscano M., Pascual E. Geology and genesis of the Aznalcollar massive sulfide deposits, Iberian pyrite belt, Spain // Mineralium Deposita. 1998. V. 33. P. 111-136.
145. Altermann W., Schopf J.W. Microfossils from the Neoarchean Campbell Group, Griqualand West sequence of the Transvaal Supergroup, and their paleoenvironmental and evolutionary implications. // Precambrian Research. 1995. V. 75. P. 65-90.
146. Anderson C.A., Blacet P.M., Silver L.T., Stern T.W. Revision of the Precambrian stratigraphy in the Prescott-Jerome area, Yavapai County, Arizona // US Geol. Survey Bull. 1971. 1324-C. 16 p.
147. Anderson C.A., Nash J.T. Geology of the massive sulfide deposits at Jerome, Arizona a ^interpretation // Econ. Geol. 1972. V. 67. № 7. P.845-863.
148. Arthur M., Sageman B.B. Marine shales: Depositional mechanisms and environments of ancient deposits // Ann. Rev. of Earth and Planetary Sci. 1994. Vol. 22. P. 499-551.
149. Bear L.M. The mineral resources and mining industry of Cyprus // Cyprus Geol. Surv. Dep. Bull. 1963. V. 1.
150. Barley M.E. A review of Archean volcanic-hosted massive sulfide and sulfate mineralization in Western Australia // Econ. Geol., 1992. V. 87. P. 855-872.
151. Barley M.E., Groves D.I. Supercontinental cycles and the distribution of metal deposits through time // Geology. 1992. V. 20. P. 291-302.
152. Barrett T.J., Cattalani S., Chartrand F., Jones P. Massive sulfide deposits of the Noranda area, Quebec. II. The Aldermac mine. // Canadian Journ. Earth Sci. 1991a. V. 28. P. 1301— 1327.
153. Barret T.J., Cattalani S., MacLean W.H. Massive sulfide deposits of the Noranda area, Quebec. I. The Home mine // Canadian Journ. Earth Sci. 1991b. V.28. №4. P. 465-488.
154. Barriga F. Old massive sulfide deposits: Lessons from the MAR South of the Azores and from drilled sites //31 International Geological Congress. Congress Program: General Symposia, Session 11-8. 2000. P. 101.
155. Bekker A., Holland H.D., Wang P-l., Rumble D., Ill, Stein H.J., Hannah J.L., Coetzee L.L., Beukes N.J. Dating the rise of atmospheric oxygen // Nature. 2004. V. 427. P. 117-120.
156. Bekker A., Holland H.D., Young G.M., Nesbitt H.W. Fe203/Fe0 ratio in average shale through time: A reflection of the stepwise oxidation of the atmosphere abs. // Geological Society of America Abstracts with Programs. 2003. V. 34. №. 7. P. 83.
157. Bending J.S., Scales W.G. New production in the Idaho Cobalt Belt: a unique metallogenic province // Applied Earth Science. 2001. V. 110. №2. P. 81-87.
158. Berner R.A. The Phanerozoic carbon cycle: CO2 and O2 / Oxford University Press. 2004. 150 p.
159. Beukes N.J. Dating the rise of atmospheric oxygen // Nature. 2004. V. 427. P. 117-120.
160. Beukes N.J., Dorland H., Gutzmer J., Nedachi M., Ohmoto H. Tropical laterites, life on land, and the history of atmospheric oxygen in the Paleoproterozoic. // Geology. 2002. V. 30. P. 491—494.
161. Billstrom K., Weihed P. Age and provenance of host rocks and ores in the Paleoproterozoic Skellefte district, Northern Sweden // Econ Geol. 1996. V. 91. P. 1054-1072.
162. Binney W.P. A sedimentological investigation of Maclean channel transported sulphide ores // Buchans Geology, Newfoundland. Ed. R.V. Kirkham. Geological Association of Canada Special Paper 86-24. 1987. P.107-147.
163. Boldy J. Geological observations on the Delbridge massive sulfide deposit // CIMM Bull. V. 61. 1968. P. 1045-1054.
164. Bouley B.A., Hodder R.W. Strata-bound massive sulfide deposits in Silurian-Devonian volcanic rocks at Harborside, Main // Econ. Geol. 1984. V. 79. P. 1683-1702.
165. Brauhart C.W., Groves D.I. Regional alteration systems associated with volcanogenic massive sulfide mineralization at Panorama, Pilbara, Western Australia // Econ. Geol. 1998. V. 93. P. 292-302.
166. Breitkoff J.Y., Maiden K.J. Tectonic setting of the Matchless belt pyritic copper deposit // Econ. Geol. 1988. V. 83. P. 710-723.
167. Broadbent G.C., Myers R.E., Wright J.Y. Geology and origin of shale-hosted Zn-Pb-Ag mineralization at the Century deposit, northwest Queensland, Australia // Econ. Geol. 1998. V. 93. P. 1264-1294.
168. Buick R., Dunlope J.S.R. Evaporitic sediments of Early Archean age from the Warrawoona Group, North Pole, Western Australia // Sedimentology. 1990. V. 37. P. 247-277.
169. Byorlikke A., Hagen R., Soderholm K. Bidjovagge copper-gold deposit in Finnmark, Northern Norway //Econ. Geol. 1987. V.82. P. 2059-2075.
170. Calvert A.J., Sawyer E.W., Davis W.J., Ludden J.N. Archean subduction inferred from images of a mantle suture in the Superior Province //Nature. 1995. V. 375. P. 670-674.
171. Cameron E.M. Sulfate and sulfate reduction in early Precambrian ocean // Nature. 1982. V. 296. P. 145-148.
172. Cameron E.M. Evidence from early Proterozooic anhydrite for sulfur isotopic partitioning in Precambrian oceans.//Nature. 1983. V. 304. P. 54-56.
173. Claypool G.E., Holsen W.T., Kaplan I.R., et al. The age curves of sulfur and oxygen isotopes in marine sulfate and their mutual interpretation // Chem. Geology. 1980. Vol. 28. P. 3^1.
174. Cloud P. E.,Jr. Atmospheric and hydrospheric evolution on the primitive Earth // Science. 1968. V. 160. P. 729-736.
175. Cloud P. E. Major features of crustal evolution // Geol. Soc. South Africa Trans. 1976.V. 79, annexure. 32. 32 p.
176. Clough C.T., Maufe M.B., Bailey E.B. The cauldron subsidence of Glen Coe and the associated igneous phenomena // Geol. Soc. London Q. J. 1909. V. 65. P. 611-676.
177. Coad P.R. Rhyolite geology at Kidd Creek a progress report // CIM Bulletin. 1985. V. 67. No. 874. C. 70-83.
178. Coleman R.G., et al. The Semail ophiolite and associated massive sulfide deposits, Sultanate of Oman // Evolution and mineralization of the Arabian-Nubian Shield. I.A.G. Bull. 1979. V/3.P. 179-192.
179. Condie K.C. Contrasting sources for upper, and lower continental crust: the greenstone connection // J. Geol. 1997. V. 105. P. 729-736.
180. Condie K.C. Episodic continental growth and supercontinents: A mantle avalanche connection // Earth and Planetary Science Letters. 1998. V. 163. P. 97-108.
181. Condie K.C. Eppisodic continental growth models: Afterthoughts and extensions // Tec-tonophysics. 2000. V. 322. P. 153-162.
182. Condie K.C. Continental growth during formation of Rodinia at 1.35-0.9 Ga // Gondwana Research. 2001. V. 4. P. 5-16.
183. Condie K.C. Supercontinents and superplume events: distinguishing signals in the geologic record. // Physics of the Earth and Planetary Interior. 2004. V. 146. P. 319-332.
184. Cooke D.R., Bull S.W., Donovan S., Rogers J.R. K-metasomatism and base metal depletion in volcanic rocks from the McArthur basin, Northern Territory implication for base metal mineralization//Econ. Geol. 1998. V. 93. P. 1237-1263.
185. Cooke D.R., Bull S.W., Large R.R., McGoldrick P.J. The importance of oxidized brines for the formation of Australian Proterozoic stratiform sediment-hosted Pb-Zn (Sedex) deposits // Econ. Geol. 2000. Vol. 95. P. 1-17.
186. Corbett K.D. Stratigraphy and mineralization in the Mt. Read volcanics, Western Tasmania //Economic Geology. 1981. V. 76. P. 209-230.
187. Crowe D.E., Nelson S.W., Brown P.E., Shanks W.C., Valley J.W. Geology and geochemistry of volcanogenic massive sulfide deposits and related igneous rocks, Prince William Sound, South-Central Alaska//Econ. Geol. 1992. V. 87. P. 1722-1746.
188. Davis D.W., Schandl E.S., Wasteneys H.A. U-Pb dating of minerals in alteration halos of Superior province massive sulfide deposits: Singenesis versus metamorphism // Contributions to Mineralogy and Petrology. 1994. V. 115. P. 427-437.
189. Dean P.L. The volcanic stratigraphy and metallogeny of Notre Dame Bay, Newfoundland // Memorial Univ. Newfoundland Geology Rept. 7. 1978.
190. De Wit M.J. On Archean granites, greenstones, craton and tectonics: does the evidence demand a verdict // Precambrian Research. 1998. V. 91. P. 181-226.
191. Des Marais D.J. Tectonic control of the crustal organic carbon reservoir during the Precambrian // Chem. Geology. 1994. Vol. 114. P. 303-314.
192. Duck L.J., Glikson M., Golding S.D., Webb R.E. Microbial remains and other carbonaceous forms from the 3.24 Ga Sulfur Springs black smoker deposit, Western Australia // Precambrian Research. 2007. V. 154. P. 205-220.
193. Eremin N.I., Dergachev A.L. The kuroko-type massive sulfide deposits at the Rudny Altai (Russia, Kazakhstan) // The 9th Symposium of International Association on the Genesis of Ore Deposits. Beijing. 1994. P. 555-556.
194. Eremin N.I., Dergachev A.L. Superlarge volcanogenic massive sulfide deposits of the Rudny Altai // 30th International Geological Congress. Abstracts. 1996. V. 2. P. 784.
195. Eremin N.I., Dergachev A.L., Sergeeva N.E. The Ridder-Sokolnoye massive sulfide deposit in the Rudny Altai as a large source of precious metals // 1-й Международный Симпозиум
196. Крупные и уникальные месторождения редких и благородных металлов». Тезисы докладов. С-Пб. 1996. С. 109-111.
197. Eremin N.I., Dergachev A.L. Kuroko-type volcanogenic massive sulfide deposits in the Rudny Altai province, Russia and Kazakhstan // Proceedings of the Ninth Quadrennial IAGOD Symposium. 1998. P. 361-380.
198. Eremin N.I., Dergachev A.L. Massive sulfide deposits as a significant source of precious metals //31st International Geological Congress. 2000. Congress Programm. General Sim-posia. Session 11-8. P. 163.
199. Eremin N.I., Dergachev A.L., Pozdnyakova N.V, Sergeeva N.E. Volcanogenic massive sulfide ore-formation in Earth's history // 11th Quadrennial IAGOD Symposium and Geocon-gress. Extended Abstract Volume. 2002.
200. Eremin N., Dergachev A., Pozdnyakova N., Sergeeva N. Large and super-large volcanic-associated massive sulfide deposits // 32nd IGC Florence 2004 Scientific Sessions: Abstracts (part 1). P. 660.
201. Eriksson P.G., et al. Late Archean superplume events: a Kaapvaal-Pilbara perspective // J. Geodynamics. 2002. V. 34. P. 207-247.
202. Etheridge M.A., Wall V.J. Tectonics and structural evolution of the Australian Proterozoic // Geol. Soc. of Australia Abstr. 1994. N 37. P. 102-103.
203. Farquhar J., Bao H.M., Thiemens M. Atmospheric influence of Earth's earliest sulfur cycle // Science. 2000. V. 289. P. 756-758.
204. Farquhar J., Wing B.A. Multiple sulfur isotopes and evolution of the atmosphere // Earth and Planetary Science Letters. 2003. V. 213. P. 1-13.
205. Fedonkin M.A. The Middle Proterozoic fossil Horodyskia from North America and Australia. // Geological Society of America Abstracts with Programs. 2004. V. 36. No. 2. P. 83.
206. Fox J.S. Besshi-type volcanogenic sulfide deposits a review // CIMM Bull. 1984. V. 77. N 864. P.57-68.
207. Franklin J.M. Volcanic-associated massive sulphide deposits // Giant ore deposits workshop, Kingston. 1992. P. 433-464.
208. Franklin J.M., Rasarda J., Poulsen K.H. Petrology and chemistry of the alteration zone of the Mattabi massive sulfide deposit // Econ. Geol. 1975. V. 70. P. 63-79.
209. Franklin J.M., Sangster D.M., Lydon J.W. Volcanic associated massive sulfide deposits // Econ. Geol. Seventy-Fifth Anniversary Volume. 1984. P. 485-627.
210. Galley A.G., Koski R.A. Setting and characteristics of ophiolite-hosted volcanogenic massive sulfide deposits // Rev. Econ. Geol. 1999. V. 8. P. 221-246.
211. Gaspar О.С. Paragenesis of the Neves-Corvo volcanogenic massive sulfides // Comun. Serv. Geol. Portugal. 1991. V.77. P. 27-52.
212. Gemmel J.B., Large R.R. Stringer system and alteration zones underlying the Hellyer volcanogenic massive sulfide deposit, Tasmania // Econ. Geol. 1992. V. 87. P. 620-649.
213. Geology of Kuroko deposits // Ishihara S., Ed. Mining Geology Special Issue. 1974. №6. 435 p.
214. Gibson H.L., Kerr D.J. Giant volcanic-associated massive sulfide deposits: with emphasis on Archean examples // Giant ore deposits workshop, Kingston. 1992. P. 491-522.
215. Gibson H.L., Koski R.A. Volcanic setting of the Aaija massive sulfide deposit in the Semail ophiolite, northern Oman // Eos. 1995. У.16. P. 641.
216. Gibson H.L., Watkinson D.H. Volcanic massive sulfide deposits of the Noranda Cauldron and Shield Volcano, Quebec // The Northwestern Quebec Polymetallic Belt. CIM Special Volume 43. 1991. P. 119-132.
217. Godderis Y., Veizer J. Tectonic control of chemical and isotopic composition of ancient oceans: the impact of continental growth // Amer. J. Sci. 2000. V. 300. P. 433-461.
218. Goodfellow W.D., Blaise B. Sulfide formation and hydrothermal alteration of hemipelagic sediment in the Middle Valley, northern Juan de Fuca ridge // Canadian Mineralogist. 1988. V. 26. P. 675-696.
219. GoodfellowW.D., Franklin J.M. Geology, mineralogy and geochemistry of sediment-hosted clastic massive sulfides in shallow cores, Middle Valley, northern Juan de Fuca // Econ. Geol. V. 88. 1993. P. 2037-2068.
220. Gower C.F., Tucker R.D. Distribution of pre-1400 Ma crust in the Grenville Province: Implications for rifting in Laurentia-Baltica during Geon 14 // Geology. 1994. Vol. 22. P. 827830.
221. Green G.R., Solomon M., Walshe J.L. The formation of the volcanic-hosted massive sulfide ore deposits atRosebery, Tasmania// Economic Geology. 1981. V.76. P. 304—338.
222. Grenne T. The feeder zone to the Lokken ophiolite-hosted sulfide deposit and related mineralization in the Central Norwegian Caledonides // Econ. Geol. 1989. V. 84. P. 2173-2195.
223. Grenne T., Vokes F.M. Sea-floor sulfides at the Hoydal volcanogenic deposit, Central Norwegian Caledonides // Econ. Geol. 1990. V. 85. P. 344-359.
224. Grotzinger J.P., Kasting J.F. New constraints on Precambrian ocean composition // Journal of Geology. 1993. V. 101. P. 235-243.
225. Groves D.I., Condie K.C., Goldfarb R.J., Hronsky J.M.A., Vielreicher R.M. Secular changes in global tectonic processes and their influence on the temporal distribution of gold-bearing mineral deposits // Econ. Geol. 2005. V. 100. P. 203-224.
226. Gurnis M. Large-scale mantle convection and the aggregation and dispersal of supercontinents //Nature. 1988.V. 332. P. 695-699.
227. Hamilton W.B. Archean magmatism and deformation were not products of plate tectonics // Precambrian Research. 1998. V. 91. P. 143-179.
228. Hannington M.D., Galley A.G., Herzig P.M., Petersen S. Comparison of the TAG mound and stockwork complex with Cyprus-type massive sulfide deposits // Proceedings of the ocean drilling program, Scientific results. 1998. V. 158. P. 389 415.
229. Hannington M.D., Scott S.D. Mineralogy and geochemistry of a hydrothermal silica-sulfide-sulfate spire in the caldera of Axial Seamount, Juan de Fuca Ridge // Canadian Mineralogist. 1988. V. 26. P. 603-625.
230. Hannington M.D., Thompson G., Rona P.A., Scott S.D. Gold and native copper in supergene sulfides from Mid-Atlantic Ridge //Nature. 1988. V. 333. P. 64-66.
231. Harley D.N. A mineralized Ordovician resurgent caldera complex in the Bathurst-Newcastle mining district, New Branswick, Canada // Econ. Geol. 1979. V. 74. P.786-796.
232. Hayes J.M. Global methanotrophy at the Archean-Proterozoic transition // Bengtson S. (ed.) Early life on Earth. Nobel Symposium 84. New York: Columbia University Press, 1994. P. 220-236.
233. Haymon R.M., Koski R.A., Abrams M.J. Hydrothermal discharge zones beneath massive sulfide deposits mapped in the Oman ophiolites // Geology. 1989. V. 17. P. 531-535.
234. Helovuori O. Geology of the Pyhasalmi ore deposit, Finland // Econ. Geol. 1979. V. 74. № 5. P. 1084-1101.
235. Herzig P.M., Hannington M.D., Scott S.D., Maliotis G., et al. Gold-rich seafloor gossans in the Troodos ophiolite and on the Mid-Atlantic Ridge // Econ. Geol. 1991. V. 86. P. 17471755.
236. Hibbard J. Geology and mineralization in the Advocate complex // Swinden S., Kean B.F., eds., The volcanic sulfide districts of the Central Newfoundland. 1988. P. 31-37.
237. Hickman A.H. Two contrasting granite-greenstone terranes in the Pilbara Craton, Australia: evidence for vertical and horizontal regimes prior to 2900 Ma. // Precambrian Research. 2004. V. 131. P. 153-172.
238. Hinman M. Constraints, timing and processes of stratiform base metal mineralization at the HYC Ag-Pb-Zn deposit, McArthur River // Econ. Geol. Res. Unit Contribution. 1996. Vol. 55. P. 56-59.
239. Hoffman P.F. United plates of America, the birth of a craton: Early Proterozoic assembly and growth of Laurentia // Annual Review of Earth and Planetary Sciences. 1988. V. 16. P. 543-603.
240. Hoffman P.F. Speculations on Laurentia's first gigayear (2.0 to 1.0 Ga) // Geology. V. 17. 1989. P. 135-138.
241. Hoffman P.F. Did the breakout of Laurentia turn Gondwanaland inside-out? // Science. 1991. V. 252. P. 1409-1412.
242. Holland H.D. Chemistry and evolution of the Proterozoic ocean // Schop J.W., Klein C.s eds., The Proterozoic biosphere. Cambridge University Press, 1992b. P. 169-172.
243. Holland H.D. Sea level sediments and the composition of seawater // Amer. J. of Science. 2005a. Vol. 305. P. 220-239.
244. Holland H.D. Sedimentary mineral deposits and the evolution of Earth's near-surface environments // Econ. Geol. 2005b. Vol. 100. P. 1489-1509.
245. Horita J., Zimmermann H., Holland H.D. Chemical evolution of seawater during the Phan-erozoic: Implications from the record of marine evaporates // Geochemica et Cosmochemica Acta. 2002. V. 66. P. 3733-3756.
246. Huston D.L., Stevens B., Southgate P.N., et al. Australian Zn-Pb-Ag ore-forming systems: A review and analysis // Econ. Geol. 2006. Vol. 101. P. 1117-1157.
247. Hutchinson R.W. Volcanogenic sulfide deposits and their metallogenic significance // Econ. Geol. 1973.V. 68. P. 1223-1246.
248. Hutchinson R.W. Massive base metal sulfide deposits as guides to tectonic evolution // Strangway D.W., Ed., Continental crust and its mineral deposits. Geol. Assoc. Canada. Special Paper 20. 1980. P. 659-684.
249. Hutchinson R.W. Mineral deposits as guides to supracrustal evolution // Evolution of the Earth. Geodynamics Series. V.5. 1981a. P. 120-132.
250. Hutchinson R.W. A synthesis and overview of Buchans geology // Buchans orebodies: Fifty years of geology and mining. Swanson E.A., Strong D.F., Thurlow J.G., eds. Geological Association of Canada Special Paper. 22. 1981b. P.325-350.
251. Jahnke L.L., Klein H.P. Oxygen requirement for formation and activity of the squalene ep-oxidase in Sacchromyces cerevisiae II Journal of Bacteriology. 1983. V. 155. P. 488-492.
252. Jannasch, H.W., Mottl, M.J., Geomicrobiology of deep-sea hydrothermal vents // Science. 1985. V. 229. P. 717-725.
253. Kasting J.F. Earth's early atmosphere // Science. 1993. Vol. 259. P. 920-926.
254. Kean B.F., Evans T.W. Mineral deposits of the Lushs Bight group // In Swinden H.S., Kean B.F. (eds.) The Volcanic ssulfide districts of Central Newfoundland. Geological Association of Canada. 1988. P. 80-90.
255. Kingsley L. Cauldron-sibsidence of the Ossipee Mountains // Amer. J. Sci. 1931. V. 22. P. 139- 168.
256. Kirkham R.V., Thurlow J.G. Evaluation of a reurgent caldera and aspects of ore deposition and deformation at Buchans // Buchans geology, Newfoundland. Ed. R.V. Kirkham. Geological Survey of Canada, Paper 86-24. 1987. P. 177-194.
257. Klemd R., Maiden, K.J., Okrusch M. The Matchless copper deposit, South West Africa, Namibia: A deformed and metamorphosed massive sulfide deposit // Econ. Geol. 1987. V. 82. P. 587-599.
258. Knoll A.H. A new molecular window on early life // Science. 1999. V. 285. P. 1025-1026.
259. Knoll A.H. The geological consequences of evolution // Geobiology. 2003. V. 1. P. 3-14.
260. Knuckey M.J., Comba C.D.A., Riverin G. The Millenbach deposit, Noranda district, Quebec an update on structure, metal zoning and wall rock alteration // Geological Association of Canada, Special Paper, 25. 1982. P. 297-318.
261. Knuckey M.J., Watkins J.J. The geology of the Corbet massive sulfide deposit, Noranda District, Quebec, Canada // Geological Association of Canada, Special Paper, 25. 1982. P. 255-296.
262. Kontar E.S. Cu, Zn and Pb sulfide deposits through geological history and in the structure of the Urals // CSM Quarterly Review. 1992. V. 92. №1. P. 43-54.
263. Koo J., Mossman D.J. Origin and metamorphism of the Flin Flon stratabound Cu-Zn sulfide deposit, Saskatchewan and Manitoba// Econ. Geol. 1975.V.70. P. 48-62.
264. Koski R.A., Jonasson I.R., Kadko D.C., et al. Compositions, growth mechanisms, and temporal relations of hydrothermal sulfide-sulfate-silica chimneys at the Cleft segment, Juan de Fuca Ridge // J. Geophys. Res. 1994. V. 99. N B3. P. 4813^832.
265. Krupp R., Oberthur T., Hirdes W. The Eaply Precambrian atmosphere and hydrosphere: Termodynamic constraints from mineral deposits // Econ. Geol. 1994. V. 89. P.1581—1598.
266. Kusky T.M., Pollat A. Growth of granite-greenstone terranes at convergent margins, and stabilization of Archean cratons // Tectonophysics. 1999. V. 305. P. 45-73.
267. Lambe R.N., Rowe R.G. Volcanic history, mineralization, and alteraton of the Crandon massive sulfide deposit, Wisconsin//Econ. Geol. 1987. V. 82. P. 1204-1238.
268. Lambert I.B., Donnelly T.H., Dunlp J.S.R., Groves D.I. Stable isotopic compositions of early Archean sulphate deposits of probable evaporitic and volcanogenic origins // Nature. 1978. V. 276. P. 808-811.
269. Large R.R. Chemical evolution and zonation of vassive sulfide deposits in volcanic terrains //Econ. Geol. 1977. V.72. №4. P. 549-572.
270. Large R.R. Australian volcanic-hosted massive sulfide deposits: features, styles, and genetic models//Econ. Geol. 1992. V. 87. P. 471-510.
271. Large R.R., Bull S.W., Cooke D.R., McGoldrick P.J. A genetic model for the HYC deposit, Australia: Based on regional sedimentology, geochemistry, and sulfide-sediment relationships //Econ. Geol. 1998. Vol. 93. P. 1345-1368.
272. Lasaga A.C., Ohmoto H. The oxygen geochemical cycle: dynamics and stability // Geo-chimica et Cosmochimica Acta. 2002. V. 66. P. 361-381.
273. Latvalakhti U. Cu-Zn-Pb ores in the Aijala-Orijarvi area, Southwest Finland // Econ. Geol. 1979.V. 74. P.1035-1059.
274. Laznicka P. Giant ore deposits: a quantitative approach // Global tectonics and metallogeny. 1983. V. 2. P. 41-63.
275. Laznicka P. The setting and affiliation of giant ore deposits // The 9th Symposium of International Association on the Genesis of Ore Deposits. Abstracts. V. 2. Bejing. 1994. P. 467468.
276. Laznicka P. Quantitative relationships among giant deposits of metals // Econ. Geol. 1999. V. 94. P. 455—474.
277. Leblanc M., Billiaud P. A volcano-sedimentary copper deposit on a continental margin of Upper Proterozoic age: Bleida (Anti-Atlas, Morocco) // Econ. Geol. 1978. V. 73. P. 1101— 1111.
278. Li Z.X., Bogdanova S.V., Collins A.S., et al. Assembly, configuration, and break-up history of Rodinia: A synthesis // Precambrian Research. 2008. V. 160. P. 179-210.
279. Loberg B.E.H. A Proterozoic subduction zone in southern Sweden // Earth and Planetary Science Letters. 1980. V. 46. P. 287-294.
280. Lofgren C. Do leptites represent Precambrian island arc rocks? // Lithos. 1979. V. 12. P. 159-165.
281. Lowe D.R. Comparative sedimentology of the principal volcanic sequences of Archean greenstone belts in South Africa, Western Australia and Canada: Implications for crustal evolution // Precambrian Research. 1982. V. 17. P. 1-29.
282. Lowe D.R. Accretionary history of the Archean Barberton greenstone belt (3.55 3.22 Ga), southern Africa // Geology. 1994. V. 22. P. 1099-1102.
283. Lowe D.R., Ernst W.G. The Archean geologic record // Schopf J.W., Klein C., eds. The Proterozoic biosphere. Cambridge: Cambridge University Press, 1992. P. 13-19.
284. Lowe D.R., Tice M.M. Tectonic controles on atmospheric, climatic, and biological evolution 3.5 2.4 Ga // Precambrian Research. 2007. V. 158. P. 177-197.
285. Luff W.M., Goodfellow W.D., Juras S.J. Evidence for a feeder pipe and associated alteration at the Bruswick No. 12 massive-sulfide deposits // Exploration and Mining Geology. 1992. V. 1. № 2. P. 167-185.
286. Lydon J.W., Galley A.G. The chemical and mineralogical zonation of the Mathiati alteration pipe, Cyprus and its significance // Metallogeny of Basic and ultrabasic rocks. London Inst. Min. Metall., 1986. P. 46-68.
287. Mason T.R., Von Brunn V. 3G yr-old stromatolite from South Africa // Nature. 1977. V. 266. P. 47-49.
288. McCulloch M.T. The role of subducted slabs in an evolving earth // Earth and Planetary Science Letters. 1993. V. 115. P. 89-100.
289. McCulloch M.T., Bennet V.C. Progressive growth of the earth's continental crust and depleted mantle: geochemical constraints // Geochim. Cosmochim. Acta. 1994. V. 58. P. 4717-4738.
290. McCutcheon S.R. Base-metal deposits of the Bathurst-Newcastle district: characteristics and depositional models // Explor. Mining Geol. 1992. V. 1. № 2. P. 105-119.
291. McLennan S.M., Taylor S.R. Geochemical constraints on the growth of the continental crust //J. Geol. 1982. V. 90. P. 342-361.
292. Meyer C. Ore metals through geologic history // Science. 1985. V. 227. P. 1421-1428.
293. Meyer C. Ore deposits as guides to geologic history of the Earth // Annual Reviews of the Earth Sciences. 1988. V. 16. P. 147-171.
294. Middleton R.C. The geology of Prieska Copper Mines Ltd. // Econ. Geol. V. 71. 1976. P. 328-350.
295. Moores E.M. Southwest U.S.-East Antarctica (SWEAT) connection hypothesis // Geology. 1991. V.19. 425-428.
296. Mortensen J.K. Preliminary U-Pb zircon ages for volcanic and plutonic rocks of the No-randa-Lac Abitibi area, Abitibi Subprovince, Quebec // Current Research, Part A, Geological Survey of Canada, Paper 87-1A. 1987. P. 581-590.
297. Morton R.L., Franklin J.M. Two-fold classification of Archean volcanic-associated massive sulfide deposits//Econ. Geol. 1987. V. 82. P. 1057-1063.
298. Neathery T.L., Hollister V.F. Volcanogenic sulfide deposits in the Southernmost Appalachians // Econ. Geol. 1984. V. 79. P. 1540-1560.
299. Nisbet E.G., Sleep N.H. The habitat and nature of early life // Nature. 2001. V. 409. P. 1083-1091.
300. Nelson B.K., DePaolo D.J. Rapid production of continental crust 1.7-1.9 b.y. ago: Nd iso-topic evidence from the basement of the North American mid-continent // Geol. Soc. Amer. Bull. 1985. V. 96. P. 746-754.
301. Nelson D.R. Granite-greenstone formation on the Archean Earth: a consequence of two superimposed processes // Earth Planet. Sci. Lett. 1998. V. 158. P. 109-119.
302. Nisbet E.G., Sleep N.H. The habitat and nature of early life // Nature. 2001. V. 409. P. 1083-1091.
303. Nold J.L. The Idaho cobalt belt, northwestern United States A metamorphosed Proterozoic exhalative ore district. // Mireralium Deposita. 1990. V. 25. P. 163-168.
304. Oen I.S. Rift-related igneous activity and metallogenesis in SW Bergslagen, Sweden // Pre-cambrian Research. 1987. V. 35. P. 367-382.
305. Oftendahl C. Cauldrons of the Permian Oslo Rift // J. Volcanol. Geotherm. Res. 1978. V. 3. P. 343-371.
306. Ohmoto H. Redox state of the Archean atmosphere: Evidence from detrital heavy minerals in ca. 3,250-2,750 Ma sandstones from the Pilbara craton, Australia: Comment // Geology. 1999. V. 27. P. 1151-1152.
307. Ohmoto H. Chemical and biological evolution of the early Earth: A minority report abs. // Geochimica et Cosmochimica Acta. 2003. V. 67. №. 18S1. P. A2.
308. Ohmoto H. Archean atmosphere, hydrosphere, and biosphere // Eriksson P.A., Nelson D.R., Mueller W.U., Catuneanu O. (Eds.), The Precambrian Earth: Tempos and Events. Amsterdam: Elsevier. 2004. P. 361-387.
309. Ohmoto H., Kakegawa T., Lowe D.R. 3.4-billion-year-old biogenic pyrites from Barberton,, South Africa: sulfur isotope evidence // Science. 1993. V. 262. P. 555-557.
310. Ohmoto H., Takahashi T. Geologic setting of the Kuroko deposits: Part III/ Submarine calderas and Kuroko genesis // Econ. Geol. Mon. 5. 1983. P. 39-54.
311. Owen T., Cess R.D., Ramanathan V. Enhanced CO2 greenhouse to compensate for reduced solar luminosity on early Earth //Nature. 1979. V. 277. P. 640-642.
312. Pavlov A.A., Kasting J.F. Mass-independent fractionation of sulfur isotopes in Archean sediments: strong evidence for an anoxic Archean atmosphere // Astrobiology. 2002. V. 2. P. 27-41.
313. Perry E.C., Monster J., Reimer T. Sulfur isotopes in Swaziland System barites and the evolution of the Earth's atmosphere // Science. 1971. V. 171. P. 1015-1016.
314. Peter J.M., Scott S.D. Mineralogy, composition, and fluid-inclusion microthermometry of seafloor hydrothermal deposits in the southern trough of the Guayamas basin, Gulf of California// Canadian Mineralogist. 1988. V. 26. P. 567-654.
315. Phillips G.N., Law J.D.M., Myers R.E. Is the redox state of the Archean atmosphere constrained? // Society of Economic Geologists Newsletter. 2001. V.47(l). P. 9-18.
316. Plimer I.R. Proximal and distal stratabound ore deposits // Mineral Deposita. 1978. V.13. P. 345-353.
317. Prokin V.A., Buslaev F.P. Massive copper-zinc deposits in the Urals // Ore Geology Reviews. 1999. 14. P. 1-69.
318. Rasmussen B., Buick R. Redox state of the Archean atmosphere: Evidence from detrital heavy minerals in ca. 3250-2750 Ma sandstones from the Pilbara Craton, Australia II Geology. 1999. V. 27. P. 115-118.
319. Rey P.F., Philippot P., Thebaud N. Contribition of mantle plumes, crustal thickening and greenstone blanketing to the 2.75 2.65 Ga global crisis // Precambrian Research. 2003 .V. 127. P. 43-60.
320. Rickard D.T., Zweifel H., Donnelly T.H. Sulfur isotope systematics in the Asen pyrite-barite deposits, Skellefte district, Sweden // Econ. Geol. V.74.1979. P. 1060-1068.
321. Riverin G., Hodgson C.J. Wall-rock alteration at the Millenbach Cu-Zn mine, Noranda, Quebec // Econ. Geol. V. 75. 1980. P. 424-444.
322. Robinson D.J., Hutchinson R.W. Evidence for a volcanic-exhalative origin of a nickel sulfide deposit at Redstone, Timmins, Ontario // Precambrian sulfide deposits. Geological Association of Canada Special Paper 25. 1982. P. 211-254.
323. Rundquist D.V. Accumulation of metals and the evolution of the genetic types of deposits in the history of the Earth // International Geol. Congr, 23rd, Prague. 1968. V. 7. P. 85-97.
324. Sagan C., Mullen G. Earth and Mars: Evolution of atmospheres // Science. 1972. V. 177. P. 52-56.
325. Sangster D.F. Quantitative characteristics of volcanogenic massive sulfide deposits. 1. Metal content and size distribution of massive sulfide deposits in volcanic centres // CIMM Bull. 1980. V. 73. P. 74-81.
326. Sangster D.F. Mississippi valley lead-zinc // O.R. Eckstrand, ed. Canadian mineral deposit types: A geological synopsis. Ottawa. 1984. P. 25.
327. Sangster D.F. Mississipi Valley-type and SEDEX lead-zinc deposits: a comparative examination // Transactions of Institution of Mining and Metallurgy, Section B: Applied Earth Science. 1990. V. 99. P. 21-42.
328. Sangster D.F. Mississipi Valley-type lead-zinc // Eckstrand O.R. et al., eds. Geology of Canadian Mineral Deposit Types. Geological Survey of Canada, Geology of Canada. 1995. No 8. P. 253-261.
329. Sangster D.F. A genetic model for mineralization of lower Windsor (Visean) carbonate rocks of Nova Scotia, Canada // Econ. Geol. 1998. V. 93. №6. P 932-952.
330. Sato T. Origin of the Green Tuff metal province of Japan // Geol. Assoc. Canada. 1976. Special Paper 14. P. 105-120.
331. Sawkins F.J. Massive sulfide deposits in relation to geotectonic //Geol. Assoc. Canada. 1976. Special Paper 14. P. 221-240.
332. Scott S.D., Yang K. Massive sulfide-forming systems on the present ocean floor // Mineral Deposits, Balcema. Rotterdam, 1997. P. 19-25.
333. Smithies R.H., Champion D.C., Cassidy K.F. Formation of Earth's early Archean continental crust//PrecambrianResearch. 2003. V. 127. P. 89-101.
334. Solomon M., Gaspar O.C. Textures of the Hellyer volcanic-hosted massive sulfide deposit, Tasmania the aging of a sulfide sediment on the sea floor // Econ. Geol. 2001. V. 96. P. 1513-1534.
335. Solomon M., Shen-su Sun. Earth's evolution and mineral resources, with particular emphasis on volcanic-hosted massive sulfide deposits and banded iron formations // Jour. Australian Geol. and Geoph. 1997. 17(1). P. 33-48.
336. Spence C.D. Volcanogenic featues of the Vauze sulfide deposit, Noranda, Quebec // Econ. Geol. 1975. V. 70, P. 102-114.
337. Spence C.D., de Rosen-Spence A.F. The place of sulfide mineralization in the volcanic sequence at Noranda, Quebec // Econ. Geol. 1975. V. 70. P. 90-101.
338. Stephens M.B., Swinden H.S., Slack J.F. Correlation of massive sulfide deposits in the Appalachian-Caledonian orogen on the basis of paleotectonic setting // Econ. Geol. 1984. Vol. 79. P. 1442-1478.
339. Straus's G.K., Madel J. Geology of massive sulfide deposits in the Spanish-Portuguese pyrite belt//Geol. Rundshau. 1974. V. 63. P. 191-211.
340. Strauss H., Moore T.B. Abundances and isotopic compositions of carbon and sulfur species in whole rock and kerogen samples // The Proterozoic biosphere, a multidisciplinary study. Cambridge: Cambridge University Press. 1992. P. 709-798.
341. Strong D.F., Saunders C.M. Geological setting of sulfide mineralization at Tilt Cove, Betts Cove ophiolite, Newfoundland // Swinden H.S., Kean B.F., eds. Volcanogenic sulfide districts of Central Newfoundland. 1988. P. 54-61.
342. Swinden H.S., Kean B.F., Dunning G.R. Geological and paleotectonic settings of volcanogenic sulfide mineralization in Central Newfoundland // Swinden H.S., Kean B.F., eds. Volcanogenic sulfide districts of Central Newfoundland. 1988. P. 5-27.
343. Swinden H.S., Strong D.F. A comparison of plate tectonic models of metallogenesis in the Appalachians, North American Cordillera, and the East Australian Paleozoic // Geol. Assoc. Canada Spec. Paper 14. 1976. P. 441-470.
344. Takahashi T., Suga K. Geology and ore deposits of the Hanaoka Kuroko belt, Akita prefecture // Ishihara S., ed. Geology of Kuroko deposits // Mining Geology Special Issue №6. 1974. P. 101-113.
345. Tanimura S., Date J., Takahashi T., Ohmoto H. Stratigraphy and structure of the Hokuroku district//Econ. Geol. Mon. 5. 1983. P.24-38.
346. Taylor S.R., McLennan S.M. The geochemical evolution of the continental crust // Reviews of Geophysics. 1995. V. 33. P. 241-265.
347. Teske, A., Hinrichs, K.-U., Edgcomb, et al. Microbial diversity of hydrothermal sediments in the Guaymas Basin: Evidence for anaerobic methanotrophic communities // Appl. Environ. Microbiol. 2002. V.68 (4). P. 1994-2007.
348. Trottier J., Gauthier M., Brown A. Geology and lithogeochemistry of the Huntingdon deposit, Cyprus-type mineralization in the ophiolite belt of the Southeastern Quebec Appalachians // Econ. Geol. 1987. V. 82. P. 1483-1504.
349. Tuach J., Kennedy M.J. The geologic setting of the Ming and other sulfide deposits, Consolidated Rambler Mines, Northeast Newfoundland // Econ. Geol. 1978. V. 73. P. 192-206.
350. Tu Guangzhi. Some problems pertaining to superlarge ore deposits of China // Episodes. 1995. V. 18. №1-2. P. 82-86.
351. Tu Guangzhi. The unique nature in ore composition, geological background and metal-logenic mechanism of none-conventional superlarge ore deposits: A preliminary discussion // Science in China. Series D. 1998. V.41. Supplement. P. 1-6.
352. Urabe T. Seafloor hydrothermal mineralization in back-arc environment //31 International Geological Congress. Congress Program: General Symposia, Session 11-8. 2000. P. 107.
353. Van Staal C.R., Williams P.F. Structure, origin, and concentration of the Brunswick 12 and 6 orebodies // Econ. Geol. 1984. V.79. P. 1669-1692.
354. Varga R.J., Moores E.M. Spreading structure of the Troodos ophiolite, Cyprus // Geology. 1985. V. 13. P. 846-850.
355. Veizer J., Hoefs J., Lowe D.R., Thurston P.C. Geochemistry of Precambrian carbonates 2. Archean greenstone belts and Archean sea water // Geochemica et Cosmochemica Acta. 1989. V. 53. P. 859-871.
356. Veizer J., Jansen S.L. Basement and sedimentary recycling and continental evolution // Jour. Geology. 1979. V. 87. P. 341-370.
357. Vivallo W. The geology and genesis of the Proterozoic massive sulfide deposit at Garpenberg, Central Sweden//Econ. Geol. 1985. V. 80. P. 17-32.
358. Vivallo W. Proterozoic bimodal volcanism, hydrothermal activity and massive sulfide deposition in the Boliden-Langdal area, Skellefte district, Sweden // Econ. Geol. 1987. V. 82. P. 440-456.
359. Walker G.P.L. Downsag calderas, ring faults, caldera sizes and incremental caldera growth // Jour. Geophys. Res. 1984. V. 89. № 10. P. 8407-8416.
360. Walker J.C.G., Brimblecombe P. Iron and sulfur in the pre-biologic ocean // Precambrian Research. 1985. V. 28. P. 205-222.
361. Walker P.N., Barbour D.M. Geology of the Buchans ore horizon breccias // The Buchans Orebodies: Fifty years of geology and mining. Geol. Ass. Canada Special Paper 22. 1981. P. 161-185.
362. Walker R.R., Mannard G.W. Geology of the Kidd Creek mine A progress report // CIMM Bulletin. 1974. V. 66. P.45-63.
363. Walker R.R., Matulich A., Amos A.C., Watkins J.J., Mannard G.W. The geology of the Kidd Creek mine // Econ. Geol. 1975. V. 70. P. 80-89.
364. Waters J.C., Wallace D.B. Volcanology and sedimentology of the host succession to the Hellyer and Que River volcanic-hosted massive sulfide deposits, Northwestern Tasmania // Econ. Geol. 1992. V.87. P. 650-666.
365. Weihqd P., Bergman J., Bergstrom U. Metallogeny and tectonic evolution of the Early Pro-terozoic Skellefte district, northern Sweden // Precambrian Research. 1992. V. 58. P. 143167.
366. Weihed J.B., Bergstrom U., Billstrom K., Weihed P. Geology, tectonic setting, and origin of the Paleoproterozoic Boliden Au-Cu-As deposit, Skellefte district, Northern Sweden // Econ. Geol. 1996. V.91. P. 1073-1097.
367. Weihed P., Eilu P., Larsen R.B., Stendal H., Tontti M. Metallic mineral deposits in the Nordic countries // Episodes. V. 31. №1. 2008. P. 125-132.
368. Whitehead R.E.S., Goodfellow W.D. Geochemistry of volcanic rocks from the Tetagouche Group, Bathurst, New Brunswick, Canada // Canadian J. Earth Sci. 1978. V. 15. P. 207-219.
369. Wilkin R.T., Barnes H.L. Formation process of framboidal pyrite // Geochemica et Cosmo-chemica Acta. 1997. V. 61. P. 323-339.
370. Williams P.J. An introduction to the metallogeny of the McArthur River-Mount Isa-Cloncurry mineral province // Econ. Geol. 1998. Vol. 93. P. 1120-1131.
371. Xia Xuehui Sedimentary exhalative massive sulfide deposits in the Proterozoic Langshan-Zaertai rift in China // Exploration and Mining Geology. 1999. V. 8. P. 189-195.
372. Zierenberg R.A., Koski R.A., Morton J.L., Shanks W.C., III. Genesis of massive sulfide deposits on a sediment-covered spreading center, Escanaba Trough, southern Gorda Ridge // Econ. Geol. 1993. V. 88. № 8. P. 2069-2098.
-
Дергачев, Александр Лукич
-
доктора геолого-минералогических наук
-
Москва, 2010
-
ВАК 25.00.11
- Газотермальные и гидротермально-осадочные метаморфизованные железные руды железисто-кремнистых формаций докембрия
- Минеральные парагенезисы колчеданообразующих систем уральского типа - термодинамическое моделирование
- Условия формирования и метаморфизм колчеданных руд
- Раннеживетский контрастный вулканизм Учалино-Александринской зоны (Южный Урал)
- Раннеюрский вулканизм Кобюминской системы складок
