Бесплатный автореферат и диссертация по наукам о земле на тему

Тектонические закономерности размещения и формирования месторождений благородных металлов южного обрамления Сибирской платформы

ВАК РФ 25.00.11, Геология, поиски и разведка твердых полезных ископаемых, минерагения

Введение Диссертация по наукам о земле, на тему "Тектонические закономерности размещения и формирования месторождений благородных металлов южного обрамления Сибирской платформы"

Актуальность диссертационной темы определяется необходимостью уточнения и разработки критериев прогнозной оценки на благородные металлы, прежде всего золото и платиноиды, южного обрамления Сибирской платформы. Эта оценка осуществляется на стадии региональных геолого-съемочных работ (ГК-1000/3, ГДП-200) и при специализированных минерагенических исследованиях. Главной задачей этих работ является обоснование выбора перспективных территорий, выделение и оконтуривание минерагенических таксонов на основе устойчивых критериев, реально выявляемых и оцениваемых при геологическом изучении регионов. На первое место в настоящее время выдвигается проблема прогнозирования минерагенических таксонов, содержащих крупные и сверхкрупные месторождения и скопления благородных металлов, удельный вес которых в мировой добыче является определяющим (Сафонов и др. 2004). Формирование этих месторождений занимает длительные периоды времени и происходит в специфических тектонических и геодинамических условиях (Рундквист,1990), выявление которых для прогнозных оценок является первоочередной задачей.

На юге Восточной Сибири в обрамлении Сибирской платформы выявленные золоторудные и золото-платинометалльные месторождения, в том числе сверхкрупные (Сухой Лог, Олимпиадинское и др.), образуют практически непрерывный пояс ог северной оконечности Енисейского кряжа до Алданского щита, пространственно совпадающий с протерозойско-палеозойским поясом структур, возникшим на границе Сибирского палеоконтинента и Урало-Монгольского палеоокеана. Несмотря на длительность изучения, недостаточно раскрыты тектонические закономерности размещения и формирования в этом поясе месторождений благородных металлов, прежде всего крупных и сверхкрупных поликомпонентных золото-платиноидных в черносланцевых углеродистых толщах.

Цель исследования - на основе анализа реально установленных геологических, геофизических и минерагенических данных выявить тектонические закономерности формирования благороднометалльного оруденения в южном обрамлении Сибирской платформы для повышения достоверности и оперативности прогнозных работ.

Основные задачи исследований; На основе современных геолого-геофизических данных:

- Определить наиболее достоверные геодинамические обстановки формирования территории в позднем докембрии и палеозое.

- Определить основные тектонические закономерности формирования пояса золоторудных месторождений южного обрамления Сибирской платформы. Выявить особенности строения и этапы формирования золоторудных областей, рудных районов, рудных узлов и зон, включающих крупные и сверхкрупные больше-объемные золото-платиноидные месторождения в углеродистых толщах юга Восточной Сибири.

- Выявить роль осадконакопления, метаморфизма, глубинных эндогенных процессов и магматизма при формировании крупных золоторудных объектов в южном обрамлении Сибирской платформы.

- Выявить общие закономерности эволюции геодинамических обстановок, структур и благороднометалльного оруденения окраинно-континентальных зон Сибирского палеоконтинента.

Фактический материал и методы исследований. Работа базируется на основе геологических и геофизических данных, лично собранных автором в процессе более 40 лет работ в производственных геологических партиях системы Мингео РСФСР, научных исследованиях в Восточно-Сибирском научно-исследовательском институте геологии, геофизики и минерального сырья (ФГУП «ВостСибНИИГГиМС») МПР России в районах Западного Забайкалья, Байкало-Патомского нагорья и Восточных Саян. Использовались многочисленные, опубликованные в открытой печати и рукописные фондовые (геологические отчеты) данные по геологии, золотоносности и плати-ноносности южного обрамления Сибирской платформы.

Методика исследований заключалась в изучении строения и состава струюурно-формационных комплексов (СФК), установлении их простран-ственно-временных соотношений на основе системного анализа и принципа соразмерности анализируемых объектов (Косыгин,1974), проработке альтернативных модельных вариантов с использованием при определении геодинамических режимов метода актуализма, выборе критериев локализации оруденения, применимых в практике геологоразведочных работ.

Научная значимость и новизна работы:

1. Определяется доказательством принципиально новой схемы эволюции окраинно-континентальной зоны Сибирского палеоконтинента в рифее и нижнем палеозое по типу восточно-азиатских активных зон перехода от континента к океану, что расширяет возможности оптимизации выбора перспективных площадей для проведения региональных геологических исследований с целью выявления крупных благороднометалльных объектов и других полезных ископаемых.

Выявлены тектонические особенности и условия формирования крупных золоторудных и золото-платиноидных месторождений, позволяющие уточнить критерии их прогнозирования. Предполагается, что такой стиль развития был вообще характерен для окраин Урало-Монгольского палеоокеана. Показано, что эндогенные процессы и оруденение были обусловлены наличием глубинных энергоисточников длительного пульсационного действия - плюмов.

2. Обоснована структурно-геологическая приуроченность золотого и плати-нометалльного оруденения к единому поясу структур и их пространственная и генетическая связь. Впервые на фактическом материале показана ведущая роль в формировании болшеобъемных поликомпонентных месторождений в углеродистых формациях глубинных флюидопотоков, базитового и гранитоидного магматизма стадий тектоно-магматических активизаций.

Личный вклад. Автор лично внес большой вклад в изучение геологического строения, тектоники и полезных ископаемых исследуемых районов, особенно Западного Забайкалья. Им были заложены основы современных представлений о геологиии и тектонике Байкало-Витимского вулкано-плутонического пояса, доказан его рифейский возраст. Автор непосредственно участвовал (в качестве исполнителя и научного редактора) в составлении и подготовке к изданию сводных карт геологического содержания юга восточной Сибири и северной части МНР масштаба 1:1500000, геологических, структурно-формационных карт и карт золотоносности масштаба 1:500000-1:50000 зоны БАМ, является научным редактором 6 листов комплектов Государственных геологических карт масштаба 1:200000 (ГДП-200). Автор активно участвовал в составлении Карты платиноносности России масштаба 1:5000000 (член редколлегии) и Геодинамической карты СССР масштаба 1:2500000 (редактор Н.В.Межеловский) в качестве составителя блока юга восточной Сибири.

Автор являлся инициатором, организатором и непосредственным исполнителем работ по изучению платинометалльности углеродистых формаций Восточной Сибири, Байкало-Патомского нагорья и золоторудного месторождения Сухой Лог, в результате которых впервые была практически доказана платинометалльность месторождения и определены ресурсы платины, соизмеримые с ресурсами золота. Излагаемые в докладе идеи об эволюции тектонического развития и золотоносности структур южного обрамления Сибирской платформы являются личной разработкой автора.

Практическая значимость работы определяется выявлением тектонических закономерностей размещения и формирования золоторудных и золото-платиноидных (поликомпонентных) месторождений в южном обрам-лении Сибирской платформы как основы прогнозирования золоторудных районов, рудных узлов и зон; разработкой новых схем стратиграфии, магматизма и тектоники, серийных легенд ГДП-200 и ГК-1000/3 для геологического картирования, апробированных в НРС МПР РФ, разработкой схем минерагенического районирования, прогнозных оценок на золото, платиноиды, олово; непосредственным открытием рудопроявлений и месторождений, включая доказательство платинометалльности месторождения Сухой Лог и других болыпеобъемных золоторудных месторождений в угле-родистых формациях Патомского нагорья.

Апробация работы и публикации. Апробация региональных геологических и минерагенических построений автора осуществлялась при составлении и подготовке к изданию комплекта карт геологического содержания по югу Восточной Сибири. Результаты исследований докладывались на 13 Всесоюзных и Всероссийских совещаниях по геологии и металлогении: в г. Улан-Удэ (1979, 1979, 1983), Иркутске (1983, 1987, 1998, 2000, 2005), Чите (1987), Санкт-Петербурге (1995), Петрозаводске (1995), Сыктывкаре (2000); 5 международных симпозиумах и конгрессах: в Москве (1984,1994), Иоханесбурге (1998), Владивостоке (2004), Чань-Чуне (2003) и на многочисленных региональных совещаниях.

Лично и в соавторстве опубликовано более 80 научных работ, в том числе монографий, и более 20 рукописных работ. За статью «Формы нахождения металлов платиновой группы и их генезис в золоторудном месторождении Сухой Лог» («Геология рудных месторождений», 1996, т.38, №6) авторы удостоены Первой премии и диплома МАИК. За работу «Оценка перспектив платиноносности углеродистых осадочных формаций Байкало-Патомского нагорья, Восточной Сибири в целом и разработка критериев прогнозирования нетрадиционных типов платинометалльных месторождений» автор является Лауреатом премии губернатора Иркутской области по науке и технике 2000 г.

В процессе работы автор в разное время пользовался советами и консультациями В.А.Амантова, В.П.Арсенгьева, В.Г.Беличенко, А.К.Башарина, О.М.Глазунова, В.В.Дистлера, Д.А.Додина, Л.И.Красного, М.И.Кузьмина, К.А. Клитина, В.Д.Конкина, Н.П.Лаверова, Ф.А.Летннкова, Е.С.Постельникова, Л.И Салопа, Ю.Г.Сафонова, П.М.Хренова, которые во многом способствовали выработке изложенных в данной работе положений и их аргументации. Большую благодарность выражаю всем коллегам по совместным геологическим исследованиям, особенно Н.Н.Митрофановой.

Структура и объем работы. Диссертация представляется в форме научного доклада по совокупности опубликованных в открытой печати работ и фондовых производственных и научно-тематических отчетов. Работа, помимо «введения» и «выводов», состоит из 4 разделов.

СОДЕРЖАНИЕ РАБОТЫ

1.Первое защищаемое положение: Благороднометалпьное оруденение в южном обрамлении Сибирской платформы локализовано в едином поясе структур, сформированных в результате эволюции краевой части Сибирского палеоконтинента в докембрии и палеозое в условиях активной зоны перехода континент-океан (АЗП) восточноазиатского типа и последующих внутриппитных и коллизионных процессов тектоно-магматических активизаций. Пояс имеет латеральную и поперечную зональность и состоит из секторов, соответствующих реликтам рудоносных окраинноконтинентальных бассейнов.

Для прогнозных оценок территории принципиально важно, являются ли структуры обрамления Сибирской платформы результатом случайно сгруппированных в единый пояс разновозрастных террейнов с присущим им оруденением, или они возникли в результате тектонической эволюции окраины Сибирского палеоконтинента.

Территория южного складчатого обрамления Сибирской платформы рассматривается в контурах структур Енисейского кряжа, Восточного Саяна и Байкальской горной области (Байкало-Патомского нагорья и Западного Забайкалья севернее Станового поднятия) - реликтов рифейско-палеозойских палеобассейнов окраины Сибирского эпикарельского кратона (рис.1).

В зависимости от режима формирования слагающие их СФК подразде-ляются на эвгеосинклинальные и миогеосинклинальные, орогенные, плитные и дейтероорогенные или тектоно-магмагической активизации (ТМА).

1.1.Образования геосинклинальных и орогенных этапов докембрия.

Присаяно-Енисейская складчатая область включает структуры Енисейского кряжа и Западного Присаянья. Юго-восточная часть области, представляет собой активизированный в рифее краевой выступ эпикарельского фундамента Сибирской платформы. В Ангаро-Канской, Бирюсинской и Канской глыбах установлены зеленокаменные троговые комплексы с характерными образованиями базальт-коматиитовой формации с Cu-Ni и Au-МПГ оруденением, приуроченные к зонам глубинных разломов СЗ простирания (Корнев и др.,2004). Раннедокембрийские толщи прорваны гранитоидами с возрастом 1837-1950 и 1750-1920 млн.лет соответственно. Формирование зрелой континентальной земной коры завершилось до начала рифея.

В Заангарской части Енисейского кряжа раннедокембрийские образования обнажаются в ядрах антиклинориев и перекрыты несогласно отложениями рифея, слагающими две синхронные структурно-формационные мегазоны: Заангарскую миогеосинклинальную и Исаковскую эвгеосинклинальную (Забияка, 2001). Заангарская мегазона сложена преимущественно осадочными породами, сформировавшимися в едином прогибе. Мощность осадков до 12000 м (Келлер, 1970). Они представлены аспидной и флишоидной формациями сухопитской и тунгусикской серий среднего и верхнего рифея соответственно. Выделяется две структурно-формациокных зоны: 1) восточная Чернореченско-Каменская, амагматичная, сформировавшаяся в условиях внешнего шельфа; 2) западная Ангаро-Гисская - миктогеосинклинальная (Забияка, 2001) с проявлением высокомагнезиального базальтоидного вулканизма вдоль зон глубинных разломов. л

Составил Г.Л. Митрофанов с использованием данных Т.Я. Корнева (2004), Ю.Г.Сафонова (2004)

1.Границы чехла Сибирской платформы (а) и Западно-Сибирской плеты (б). 2-З.Выступы дорифейского фундамента платформы(2) и складчатых систем (3). 4.Реликты зелеиохаменных поясов. 5.Складчатые системы на эпикарольском фундаменгс; 1-Присаяно-Енисенская; 2-Бай-калъекая; З-Восточно-Саянекая. 6. Мегазоны: миогеосицклнналъные (а), эвгеосинклиналъпые (б): Б- Байкало-Витамская; БВ-Баргузино-Витимская; И-Исаковская; Д- Джидинская. 7. Рифтовые зоны палсошельфов. 8. Границы рифейской трансгрессии. 9. Границы складчатых систем (бассейнов). 10. Границы мегазон. 11. Структуры Центрально-Азиатского складчатого пояса. 12. Месторождения золота: а- сверх--крупные, б- прочие; 1- Олимпнадинское, 2- Советское, 3- Эльдорадо, 4- Ведугиискос, 5- Васильевское, 6- Самсоновское, 7- Кузеевское, 8- Зун-Холбинскос, 9- Муходекское, 10- Сухой Лог, 11- Высочайшее, 12- Вернинскос, 13- Уряхское,14- Ирокиндинское, 15- Назароаское.

Т.Я. Корнев (2004) эти образования, сосредоточенные на уровне кординской и удерейской свит сухопитской серии, относит к коматиит-базапьтовой формации и выделяет в качестве рифейских зеленокаменных трогов. Они распространены в зонах Ишимбинского, Татарского, Усть-Ангарского и Приенисейского разломов, наращивающих в северо-западном направлении Бирюсинский и Тагульский разломы и соответственно зеленокаменные пояса раннего докембрия. Ишимбинский и Татарский разломы ограничивают «Центральный грабен-рифт» (по Ю.Г.Сафонову, 2004), контролирующий размещение золоторудных месторождений.

Исаковская эвгеосинклинальная зона отличается широким развитием позднерифейских вулкано-плутонических образований «островодужного» типа и интерпретируется как вулканогенный прогиб трогового характера (Забияка, 2001).

Таким образом, на уровне геосинклинального этапа Енисейский бассейн осадконакопления может быть интерпретирован как бассейн активной континентальной окраины с широкой палеошельфовой зоной, осложненной продольными окраинноконтиненентальными рифтовыми зонами над активизированными раннедокембрийскими разломами. В нижней части геосинклинального комплекса на уровнях кординской(?) и удерейской свит отмечается повышенная концентрация Сг, Ni, V, Pt, Pd, Sn,W, Mo, Nb, Pb,Te,Se,Au (Сафонов, 2004). Эти же горизонты являются рудовмещающими для благороднометалльного оруденения.

Образованию орогенного комплекса предшествовали процессы складчатости, метаморфизма и формирования мигматит-гранитового тейского (850-865 млн. лет) и гранитового татаро-аяхтинского (850±60 млн. лет) комплексов батолитовой формации. С последним связывыется формирование золоторудных месторождений Енисейского кряжа. Позднеорогенные комплексы представлены лейкограниговой, щелочно-гранит-сиенитовой и ийолит-сиенитовой формациями позднего рифея-венда, завершившими доплатформенное развитие территории.

Восточно-Саянская (Саяно-Хамаодабанская) складчатая область имеет мозаично-блоковое строение. Дорифейские образования установлены в отдельных глыбах, Дербинском и Хамар-Дабанском антиклинориях (Докембрий. .,1978). Рифейский эвгеосинклинапьный комплекс представлен вулканогенно-осадочными породами кувайской серии среднего-верхнего рифея в ассоциации с ортоамфиболитами и серпентинитами с возрастом 1350-1400 млн. лет (Механошин, 1988). К верхнему рифею относится орогенный комплекс осадочно-вулканогенных пород с возрастом вулканитов риолит-андезит-базальтового состава 950-1020 млн. лет (Корнев, 2004). Выше залегают неметаморфизованные субплатформенные терригенные породы венда.

В восточной части Саян на раннедокембрийских образованиях залегают среднерифейские палеошельфовые, преимущественно карбонатные отложения. Они перекрыты аллохтоном гипербазитов, прорваны диабазовыми порфиритами позднего докембрия, плагиогранитами (тоналитами) сумсунурского комплекса (Абрамович и др.,1980). Возраст этих гранитов, с которыми связывается золотое оруденение, противоречив и составляет 692±72 - 467±14 млн. лет (Скопинцев, 1995; Даценко, 1997). Межглыбовые прогибы сложены осадками эвгеосинклинапьного типа терригенно-вулканогенного и кремнисто-вулканогенного состава, возрастная принадлежность которых в полном объеме сейчас не может считаться окончательно установленной и оценивается от венда до силура (не исключено, что часть ее относится и к рифею, так как возраст ппаукофан-зеленосланцевого метаморфизма пород серии - 640±20 млн. лет (Беличенко, 1989). Геосинклинальные образования перекрыты терригенно-вулканогенным орогенным комплексом верхнерифейской сархойской свиты (Митрофанов и др., 1984), выше которой залегают субплатформенные и платформенные терригенно-карбонатные толщи боксонской серии.

Байкальская складчатая область. Раннедокембрийские образования установлены в краевых выступах фундамента платформы, а также в многочисленных глыбах и поднятиях внутри области и являются продолжением на юг в «складчатое обрамление» деструктированного дорифейского фундамента Сибирской платформы (Докембрий., 1978; Митрофанов, 1978; Фалькин и др.,1985; Тектоника., 1987; Митрофанов и др., 1989). Они сложены гнейсово-амфиболитовыми комплексами архея и образованиями карельского мегакомплекса. Эвгеосинклинальный комплекс слагает зеленокаменные троги (Митрофанов, 1983) и представлен базальтоидно-терригенной (возможно коматиит-базальтовой) формацией с подчиненным количеством риолитов и их туфов, горизонтов слабо золотоносных магнетитовых кварцитов. Интрузивные породы представлены габбро-плагиогранитовой формацией, реже - гипербазитами. Предполагается наличие звгеосинклинального комплекса карелид в фундаменте Бодайбинского синклинория (Тектоника.,1987). Миогеосинклинальный комплекс сложен метаосадочными толщами. Протоорогенный комплекс (формации мигматит-гранитовая и гранитов рапакиви) образует единый пояс с возрастом 1838-1895±30 млн. лет в обрамлении Сибирского кратона (Митрофанов и др., 2001, Ларин и др., 2002).

В рифейский этап четко выделяется две структурно-формационных мегазоны: Байкало-Патомская (внешняя) палеошельфовая («миогеосинклинальная») и внутренняя («эвгеосинклинальная»), включающая Байкало-Витимскую и Баргузино-Витимскую зоны. В миогеосиноинальной зоне в среднем (?) рифее началось формирование прогибов с накоплением переотложенных кор выветривания (пурпольская свита и её аналоги). В следующий этап происходит деструкция эпикарельского фундамента, заложение разноразмерных рифтинговых зон с терригенным и терригенно-вулканогенным (андезит-базальтовым) осадконакопле-нием (медвежевская свита) с силлами и дайками перидотит-базальтового состава. Характерно наличие в разрезах железистых кварцитов. В целом охарактеризованные образования близки к коматиит-базальтовым формациям зеленокаменных трогов рифея Енисейского кряжа. Возраст метасоматических изменений пород медвежевской свиты 1300-1318 млн. лет по Rb-Sr методу (Иванов и др., 1995). Величина первичных отношений 87Sr/86Sr в хлорит-актинолитовых сланцах и метабазальтах тыйской свиты (аналог медвежевской свиты в Олокитском рифтинге) 0.7031+0.0024 - 0.7029+0.0007, что указывает на их мантийный источник (Макрыгина, 2003).

Выше залегают отложения среднего - нижней части верхнего рифея 5500 м, и быстро выклинивающиеся в сторону платформы.

В Байкало-Витимской зоне в палеотрогах (рифтингах) развиты метабазальты нюрундуканской я якорной толщ с изотопным (Sm-Nd изохронным) возрастом не моложе 1035±92 - 907±120 млн. лет при величинах s Nd от карбонатно-терригенного состава суммарной мощностью от 8000 м до +5,6 до +7,9, соответствующих значениям eNd(T) позднерифейской деплети-рованной мантии (Рыцк, Ковач, 2003). Таким образом, современные изотопные данные подтверждают ранее сделанные нами выводы о рифтогенной природе базальтоидов в прогибах-трогах (Митрофанов, 1981).

В отличие от папеошельфовой зоны, где активные магматические процессы в рифтингах завершились в начале среднего рифея (до 1300 млн. лет), в Байкало

Вигимской зоне их заложение произошло в конце среднего рифея (1.0-0.9 млрд. лет) и развитие продолжалось интенсивно до конца рифея - начала венда (Митрофанов, 1979).

Среднерифейские отложения в Байкапо-Витимской зоне, мощностью до 5000м, представлены извесгково-щелочной «островодужной» вулканогенной плагиориолит-базальтовой и кремнисто-вулканогенной формациями. Часто присутствуют интрузии габброидов, плагиофанитов и гипербазитов. Ранее (Салоп, 1964) они выделялись как эвгеосинклинальные образования нижнего протерозоя, но нами впервые была доказана их принадлежность к рифею и определенная синхронность формирования с отложениями Байкало-Патомской мегазоны (Митрофанов, 1978; 1981). Это позволяет рассматривать данные зоны в единой геодинамической системе активного окраинноморского бассейна (Митрофанов, 1978; 2003; 2004; 2005). В Баргузино-Витимской зоне в основании разреза кроме кабонатно-терригенных пород значительна доля вулканогенных среднего-основного состава и их туфов, с которыми ассоциируются пластовые интрузии габбро-диабазов и габбро. В верхней части значительно возрастает роль карбонатных пород при общей мощности разреза рифея до 5000-6000 м.

Развитие магматизма в Байкальской складчатой области было весьма консервативно по месту проявления и обусловлено Забайкальским плюмом (Митрофанов, Митрофанова, 2001), входящим в Северо-Азиатский суперплюм (Ярмолюк и др., 2000). Этот суперплюм определил во многом тектонику и магматизм не только фанерозойского, как считают В.В. Ярмолюк и др. (2000), но и позднерифейского развития территории. В рифее он максимально проявился в Байкало-Витимской зоне. О его влиянии в позднем рифее в этой зоне свидетельствуют четыре последовательных комплекса интрузий гипербазит-анортозит-габбрового состава (табл.1) в едином магматическом ареале. Эти массивы, обладающие частичной расслоенностью, вероятно, являются продуктами единого глубинного длительно существующего очага, медленно пульсационно перемещавшегося из верхней мантии к земной поверхности (Митрофанова, Митрофанов, 2000). Такой механизм, предложенный А.Уэйджером и Г. Брауном (1970), объясняет разнообразие внутреннего строения, петрографического состава и металлогенической специализации массивов, связь с ними корового магматизма. Каждый из базитовых комплексов инициирует коровый вулканизм с чертами «островодужного» в рифтингах или «окраинноконтинентального (андийского)» типа в сиалических блоках.

Общая петрохимическая направленность магматических образований мегазоны характеризуется постепенной сменой толеитовых серий (ранний этап) известково-щелочными («островодужными») в зрелый этап и контрастными бимодальными с повышенной щелочностью и кислотностью на заключительных этапах. Отсутствует четкая синхронизация магматических процессов в пределах мегазоны при общей направленности в сторону сиалитизации, «зрелости» коры от этапа к этапу. В целом более длительное развитие магматизма характерно для рифтинговых зон. В пределах блоков с сиалической корой стабилизация фиксируется жанокским вулканическим циклом (712-720 млн. лет), тогда как в краевой (северной) части зоны магматическая деятельность, вероятно, продолжалась до границы рифея - венда (табл. 1).

Время накопления осадков рудовмещающей золото-ллатинометалльное оруденение хомолхинской свиты миогеосинклинальной зоны примерно соответствует

Табл.1

СХЕМА РАЗВИТИЯ РИФЕЙСКОГО МАГМАТИЗМА БАЙКАЛО-ВИТИМСКОЙ

ЗОНЫ комплекс

Формация

Изотопный возраст Млн.лет Метод анализа

Тектоническая позиция рифтинг

Реликтовы й блок фун дамента

Ангаро-Витимский ареал-плутон

Гранитных батолитов

Итакитский комплекс

Щелочно-габбровая

4204-14; 36217, 339+23(Rb-Sr), 27Q-320(U-Pb)

45 7±33,463±20(Rb

Таллайский

Базальт-риолит-трахириолитовая

58813(U-Pb, циркон)

Суховский

Базальтоидная

Заоблачный

Перидотит-габбровая

582+54(Rb-Sr)

41132 (Sm-Nd)

Довыренский

Перидотит-габбровая

707+40 (Sm-Nd)

Иняптукский

Рио лит-базальтов ая

672164(Rb-Sr)

Большепадринский

Базальт-Риолит-трахириолитовая

708141 (Rb-Sr)

Жанокский

Риолит-трахириолитовая

712±40(Rb-Sr)

Бамбукойский

Кедравский Среднемамякански й

Среднинский

Таллаинский

УстьКелянский, Буромский

Маринкинский

Якорный, нюрундуканский

Парамский

Гранодиорит-гранитовая

Перидотит-анортознт-габбровая

Гранитная метасоматическая синколлизионная

Габброплагиогранитовая

Плагиори олит-андезит-базальтовая

Перидотит-габбровая

Базальтовая толеитовая низкокалиевая

733140(Rb-Sr)

776±67(Sm-Nd) 735126(Sm-Nd)

785+9 - 769133

U-Pb, циркон)

Плагнограниты

812±19(U

Ph, циркон)

823+2(U-Fb,циркон)

825±12(Sm-Nd)

1050±160(Sm-Nd)

Перидотитовая (алпинотипная)

790+40(внутрико ровые изменения)

Раскрытию рифтинговых систем в эвгеосинклинальной зоне и активизации Олокит-Бодайбинского рифта. Эндогенная активность, вероятно, является главным фактором специфической геохимической специализации хомолхинского уровня, и природа специализации, главным образом сингенетичная гидротермально-осадочная, связана, видимо, не с формированием 1ранито-гнейсовых куполов (Буряк, 1975), а с магматической деятельностью в смежных зонах. В пользу этого говорит и наличие тефры в хомолхинской свите (Немеров, 1987).

Нижний орогенный молассовый комплекс, в пределах Байкальской складчатой области, имеет терригенно-вулканогенный (контрастный базальт-трахириолитовый) состав, залегает со структурным и метаморфическим несогласием на геосинклинальном. На удалении от орогенных поднятий молассовые комплексы сменяются согласно залегающими на подстилающих отложениях регрессивными сериями карбонатно-терригенных и карбонатных осадков верхнего рифея, сменяющимися к северу существенно карбонатными субплатформенными образованиями.

На всей территории моллассоиды трансгрессивно перекрываются платформенным чехлом преимущественно нижнего палеозоя.

Вероятно, отдельные «вспышки» магматизма были возможны и в более позднее время (в краевой, южной зоне на Витимском плоскогорье - олдындинский вулканизм раннего кембрия), но в целом к концу венда - началу кембрия район вступил в платформенный режим развития.

1.2.0бразоваиия геосинклинальных, орогенных этапов и этапов тектоно-магматической активизации палеозоя.

Каледонский этап. В первой половине этапа (У-е2) практически повсеместно установился платформенный режим; в конце цикла (€3-S) южная часть Сибирской плиты (в пределах рассматриваемого горно-складчатого пояса) была преобразована в орогенную область. Каледонские эвгеосинклинальные комплексы распространены в Саяно-Хамардабанской части пояса и выполняют неширокие линейные рифтогенные (?) прогибы, заложенные в пределах мелководного карбонатного венд-кембрийского шельфа (Джидинская и Хамсаринская зоны). Состав базальтоидов Джидинской зоны (Волков,1984; Кепежинкас,1984) соответствует офиолитовым комплексам спрединговых зон эпиконтинентальных бассейнов.

На границе верхнего кембрия и ордовика в Восточно-Саянской и Байкальской складчатых областях произошли мощные процессы тектоно-термальной и магматической активизации (ТМА). В Прибайкалье они проявились во внедрении вдоль Приморского разлома интрузий габбро-диорит-гранигной серии (535±17 и 535±25 млн. лег, Rb-Sr) и интенсивного метаморфизма (520-530 млн. лет). Обработка многочисленных изотопных данных (Митрофанова, Герасимов, Митрофанов, 2004ф) показала, что этот этап проявился до северной оконечности оз. Байкал внедрением интрузий базитов по активизированным разломам. Далее к северу полоса ТМА не фиксируется. Восточнее Байкала, в пределах активизированных разломов Байкало-Вигимской и Баргузино-Вигимской зон, установлены отдельные массивы основного состава близкого изотопного возраста: 582±54, Rb-Sr (Герасимов,2005); 545±13 млн. лет, Sm-Nd, е Nd = 0,7(Рыцк, 2001) и изотопные метки того же возраста в цирконах гранитоидов достоверно более древнего возраста. Приведенный материал свидетельствует об активизации глубинного теплового и магматического источника (плюма) в пределах описанной территории. Она выразилась в формировании крупного сводового поднятия на месте Байкапо-Витимской и Баргузино-Витимской зон, претерпевших в рифее процессы тектонического скучивания и закрытия рифтинговых систем. Влияние плюма, видимо, не распространялось в этот этап активизации на Бодайбинский прогиб (рис.2).

Следующий цикл ТМА каледонского этапа представлен интрузиями габбро-сиенитовой, габброидной или щелочной формаций и характерен, в основном, для консолидированных в рифее структур Саяно-Байкальской области. В Байкальской складчатой области он проявился в области сводового поднятия между Абчадским и Джида-Витимским глубинными разломами с вероятным выходом на сочленение с Вилюйской рифтовой системой. Время становления габброидных интрузий, в т.ч. и нефелинсодержащих - 450-460 млн. лег (итакитский - 457±33 и 463±20 млн. лет; тот же возраст у образований сыннырского и сакунского комплексов, если убрать метасоматическое воздействие позднепапеозойского этапа). Внедрение габброидных и щелочных интрузий ордовикского этапа подчеркивает предрифтовый характер режима активизации и, возможно, было растянуто во времени в регионе до раннего девона, а в области Сибирской платформы и пограничных с ней зон - до среднего девона (щелочно-базапьтовый магматизм в Вилюйском рифте).

Этот тектоно-магматический этап активизации был связан с новой активизацией суперплюма (Ярмолюк, 2000). Он характеризуется повышенным тепловым потоком, метаморфизмом, образованием крупных коровых очагов, сформировавших крупные, в основном автохтонные, массивы главной фазы Ангаро-Витимского ареал-плутона и гранито-купольные структуры в бортах Олокит-Бодайбино-Вилюйского рифта в метаморфитах комплекса основания. Эти гранитоиды в большинстве случаев, видимо, переработаны в герцинский этап и выделить их в качестве самостоятельных массивов в Ангаро-Витимском ареал-плутоне визуально сложно. В краевой части плутона и на удалении от него вдоль зон глубинных разломов фиксируются мелкие (как правило, не более первых десятков квадратных километров) массивы гибридных гранитоидов повышенной основности и щелочности, образовавшиеся при замещении (магматическом и метасоматическом) габброидных и щелочных интрузий ордовикского возраста. Они присутствуют практически во всех золоторудных узлах и зонах. Радиологический возраст этих гранитоидных образований, в силу их генезиса, чаще всего не может быть точно установлен и отражает линии смешения и влияние ассимилированного субстрата. К этому же этапу, вероятно, относятся пояса даек плагиогранитов и диоритов, не связанные пространственно с какими-либо массивами, присутствующие практически во всех рудных узлах и рудных полях. Для них характерны интенсивные гидротермальные и метасомагические изменения (магнезиально-железистый метасоматоз, пиритизация). К этому же ордовикскому этапу относится гранитизация протерозойских образований Мамской слюдоносной полосы, образование щелочнополевошпатовых пегматитов (428±17 и 454±22 млн. лет, Rb-Sr) и, видимо, зеленосланцевый метаморфизм пород Бодайбинского прогиба. В ареале воздействия плюма проявился магнезиально-железистый и углеродистый метасоматоз регионального характера различной степени интенсивности (рис.2).

С каледонской орогенией связано формирование полной складчатости, охватившей краевую часть платформы и складчатое обрамление от рифея до силура включительно (Тектоника., 1987).

Геуиинский этап. В пределах складчатого пояса с началом девона связано возникновение Тувино-Забайкальского вулканогенно-ллутоногенного пояса,

Л2. являющегося частью обширной средне-позднепалеозойской области ТМА (Хренов, 1981). Ранний этап наиболее полно проявился в Восточном Саяне, где в межгорных впадинах накапливались вулканогенно-терригенные формации с вулканитами от трахибазальтового до трахириолитового состава, образующие нередко комагматические серии с субвулканическими и интрузивными (гранодиорит-граносиенит-гранитовой и граносиенит-грани-товой) формациями (Карта магматических формаций.,1988). Средний этап (средний девон - нижний карбон) широко проявлен интрузивным магматизмом и, в меньшей мере, . вулканизмом, сопровождающим формирование межгорных иолассоидных прогибов и рифтов. В этот этап активизируется Вилюйская рифтовая система с проявлением базальтоидного (траппового) и щелочно-ультраосновного (кимберлитового) магматизма. По геофизическим данным Вилюйская рифтовая структура прослеживается под Бодайбинский прогиб (рис.2).

В Западном Забайкалье и Хамар-Дабане этот этап проявился исключительно интенсивно в рамках активизированной в каледонский этап рифтогенной зоны и привел к окончательному формированию в карбоне гранитоидного Ангаро-Витимского ареал-плугона, Хамар-Дабанского и Улан-Бургасского гранит-анатектитовых поясов и интрузий биту-джидинского, самсальского гранитоидных комплексов. Все они сформировались в зоне влияния Северо-Азиатского суперплюма (Ярмолюк и др., 2000). Формированию этих гранитоидов предшествовал длительный этап (от ордовика до позднего девона) термально-метасоматического (от магнезиально-железистого и углеродистого до кремне-калиевого) воздействия, образования промежуточных коровых магматических очагов. Он был вызван мощным потоком тепла и глубинных флюидов, в том числе рудоносных, прежде всего в активизированных палеорифтовых зонах. Под их влиянием произошло перераспределение рудного вещества и формирование благороднометалльных месторождений в южном обрамлении Сибирской платформы.

Проявления ТМА в зонах разломов. Важнейшие, с точки зрения эндогенной минерагении, разломы корово-мантийного заложения картируются как «залеченные» или выделяются по геофизическим данным как разломы фундамента (Лобанов, Митрофанов и др.,1973). Породы в этих зонах подвержены интенсивным метасоматическим изменениям: обуглероживанию, берези-тизации, лиственитизации. В них, как правило, хорошо прослеживается установленная В.И.Казанским (1972) вертикальная метаморфическая и рудно-метасоматаческая зональность. В висячих крыльях зон смятия часто развиты параллельные им зоны калиевых метасоматитов -очковых бластомилонитов. Такие бластомилониты по аповулканитовым динамосланцам и регрессивно (до зеленосланцевой фации) метаморфизованные породы краевых частей реликтовых блоков, характерны для рудных узлов золото-кварцевого типа юга Восточной Сибири (Кедровско-Ирокиндинский и др. РУ).

Важнейшая особенность рудо контролирующих зон глубинных разломов -приуроченность к ним протяженных полос углеродистых сульфидизированных метасоматитов, наложенных практически на породы любого состава и несущие большой спектр разнообразной рудной минерализации, часто в самородной и интерметаллической форме (Sn, W, Au, МПГ, Mo и др.). Эти зоны характерны для всего Забайкалья и Восточных Саян и развиваются в ареале воздействия Забайкальского плюма.

I.З.Особеииости тектонического развития и палсогеодинамические условия формирова пня СФК позднего докембрия и раннего палеозоя обрамления Сибирского палеократона.

Приведенный материал показывает, что в южной обрамлении Сибирского эпикарельского кратона СФК позднего докембрия и раннего палеозоя формировались на эпикарельском фундаменте. Эвгеосинкпинальные зоны повсеместно занимают периферическое положение по отношению к платформе, а вулканогенные образования в них подстилаются осадочными толщами миогеосинклинального (шельфового) типа, сопоставимого с низами разрезов миогеосинклинальных зон.

Формированию миогеосинклинальных прогибов предшествует возникновение вдоль зон глубинных разломов окраинноконтинентальных рифтов с перидотит-габбро-базальтовым (коматиит-базальтовым) магматизмом. Миогеосинклинальные комплексы содержат большой объем высокозрелых тонкотерригенных осадков. В пределах бассейнов уровни углеродистых осадков синхронизированы по времени формирования. Геохимически специализированные рудовмещающие золотое и платинометалльное оруденение толщи (свиты) занимают также определенное стратиграфическое положение: кординская(?) и удерейская свиты Енисейского кряжа, хомолхонская и валюхтинская свиты (и их аналоги) Байкало-Патомского нагорья, ильчирская свита Восточных Саян. Формирование их происходило при синхронной вулканической и гидротермальной деятельности.

На примере Байкальской складчатой области выявляется, что начальная вулканическая деятельность в эвгеосинклиналях была сосредоточена в обособленных линейно-очаговых зонах (трогах - «рифтингах») со сравнительно глубоководным осадконакоплением (кремнисто-вулканогенные формации) в ассоциации с ультрабазитовой и габбро-плагиогранитовой формациями. Отмечается незначительная роль или отсутствие океанических толеитовых низкокалиевых базальтов, а гипербазиты относятся к надсубдукционному типу. В составе рифейского мегакомплекса нет типичных офиолитовых ассоциаций, формации «зеленых туфов», а магматизм начальной и зрелой стадии соответствует извесгково-щелочным сериям «островодужных» систем. При этом наличие островных дуг в рифее, как структурно выраженных тектонических элементов, не подтверждается фактическим материалом. Отсутствуют также обоснованные данные о крупных латеральных перемещениях в рифее в Байкальской и Саяно-Енисейской складчатых областях. Миогеосинклинальные и эвгеосинклинальные зоны развиваются как единые тектонические системы, возникшие и развивающиеся на едином, но в различной мере деструктированном эпикарельском фундаменте. Локализованное по месту и пульсационное по времени проявление эндогенных процессов позволяет предполагать, что они регулировались деятельностью мантийных длительно существующих плюмов.

Особенности тектонического развития юга Восточной Сибири в позднем докембрии - отсутствие линейно-вытянутых офиолитовых поясов, зон с резко увеличенной мощностью земной коры на большой площади, «петельчатый» нелинейный структурный рисунок складчатых зон, существенно гранитоидный магматизм и особенности осадконакопления, наличие большого количества выступов фундамента внутри зон, наличие длительно существующих центров эндогенной активности. Все это позволяет сравнивать геодинамические условия позднего докембрия региона с таковыми современных окраинноконтинентальных морских задуговых бассейнов восточноазиатского, по Е.В. Меланхолиной (1998), типа. В

Рис. 3 . СХЕМА СОПОСТАВЛЕНИЯ тектоники южной окраины Сибирского палеоконтинента(рифей-венд) и окраинных морей Востока Азии

А-Схема тектоники окраинных мор«й востока Азии (по Е.В.Меланхолиной,1998): i -области континентальной т ! i1 n наши < Alt стбмы v a pCMUUnJittaObaunoio фундамент, б - диафторированные осадочно-вулканогенные комплексы); 10-зоны разломов: а - Монголо-Охотский сутурный шов, Б - граничные разломы задуговых папеобассейнов, в прочие; 11 -структуры южного борта Монголо-Охотского палеоокеана. качестве тектонотипа нами принимаются при этом для Байкальской складчатой области Охотоморский и Япономорский бассейны (Митрофанов, 1978, 2005) рифтингозого типа. Сравнение их основных характеристик приведено на рис.3 и в табл.2. По стилю тектонического развития и своеобразию СФК геодинамические условия рифея юго-западной окраины Сибирской платформы могут быть классифицированы как условия рифтогенной окраины континента с сочетанием миогеосинклинального (шельфового) осадконакопления с «эвгеосинклинапьным» с мощным гранитоидным магматизмом на заключительных этапах ТМА.

Формирование СФК Енисейского кряжа началось примерно одновременно с Байкальской складчатой областью, но гораздо раньше произошел переход к субплатформенному развитию. Это свидетельствует о более полной «зрелости» дорифейской сиалической земной коры в Енисейском кряже относительно Байкальской складчатой области.

Все СФК регионов формировались в окраинноконтинентальных (в рифее и раннем палеозое), эпиконтинентапьных (в нижнем палеозое) морских бассейнах и в орогенных структурах областей ТМА в позднем рифее - раннем палеозое. Каждый из регионов является реликтом самостоятельного окраинноконтинентального бассейна, входящего в единую систему окраины Сибирского палеоконтинента. Общими для них являются папео-геодинамические условия рифтогенной окраины континента на начальных этапах развития с последующим полицикличным развитием рифтовых зон. В зависимости от характера раздробленности фундамента выделяются:

-бассейны с субпараллельным расположением рифтовых зон как во внешней (шельфовой), так и внутренней («эвгеосинклинальной») зонах (Енисейский бассейн);

-бассейны с субпараллельными рифтами во внешней зоне и «сетчатыми» (ячеистыми) во внутренней (Байкальский бассейн с Байкало-Патомской внешней зоной, Байкало-Витимской и Баргузино-Витимской внутренними зонами);

-бассейны с широкими (Енисейский, Байкало-Патомский) и узкими (Саяно-Хамардабанский) внешними палеошельфовыми зонами. Ширина этих зон определяет параметры осадочных рудоносных бассейнов, глубину их прогибания и мощность осадков.

В первых двух типах во внешней зоне выделяется мощный окраинноконтинентальный рифт, предопределяющий формирование большого надрифтового прогиба (Олокит-Бодайбинский рифт Байкало-Патомского палеошельфа и Центральный интраконтинентапьный трог-рифт палеошельфа Енисейского кряжа в Ишимбинско-Татарской зоне разломов) (Сафонов и др., 2004), где по глубинным зонам в процессе седиментации рудоносных уровней глубинными флюидами привносились рудные компоненты, в том числе, в комплексных углеродистых соединениях. Типы бассейнов отражают характер их глубинного строения в период формирования, а именно характер строения тектоноферов (Иванкин и др., 1972, 1974): линейный (стволовой) в Енисейском кряже, линейный и сетчатый (ячеистый) в Саяно-Байкальской области. Характер строения тектоноферов определяет и характер структур: линейно-блоковых (Енисейский кряж, Патомское нагорье) или мозаично-блоковых (внутренние зоны Восточно-Саянской и Байкальской областей). Заложение бассейнов произошло близодно-временно. Закрытие бассейнов (орогения) отличается по времени значительно и омолаживается с запада на восток: верхний рифей в Енисейском кряже, верхний рифей-венд в Саяно-Байкальской зоне и силур-девон в Джидинской.

СРАВНЕНИЕ ХАРАКТЕРИСТИК БАЙКАЛЬСКОГО ЗАДУГОВОГО БАССЕЙНА С БАССЕЙНАМИ ВОСТОКА АЗИИ

Таб.2

Параметры Типы бассейнов

Спрединговый Рифтингоеый

Тектонотип Котловины Филиппинского моря Котловины Японского моря Прогибы Байкальского бассейна

Положение в системе активной окраины Приокеаническое Приконтинентальное Приконтинентальное

Ориентировка структур островной дуги-желоба Субмеридиональная Северо-восточная Северо-восточная

Ширина До 700 км; суммарная до 2000 км и более До 2S0 км; суммарная до 500 км Суммарная до 500 км

Границы Тыловая - субдукционная; фронтальная - граница с островной дугой Тыловая - пассивная граница отрыва или постепенного выклинивания «гранитного» слоя: фронтальная - граница отрыва или граница с островной дугой Тыловая-пассивная гран отрыва или постепени выклинивания «гранитно слоя; фронтальная-гран отрыва (граница с остров дугой?)

Время становления От позднемелового до четвертичного От эоценового до четвертичного От нижнего до верхн рифея

Возраст фундамента Кайнозойский Преимущественно мезозойский Архей-раннепротерозойски

Внутренняя структура; роль поднятий разного типа Система разновозрастных котловин и остаточных островных дуг, присутствуют океанические поднятия Система разновозрастных структур растяжения и микроконтинентов Система разновозрастных структур растяжения (рифтингов) и микроконтинентов (реликтовых блоков)

Характер структур растяжения Зона спрединга Зона раздвигав в верхней коре Корово-мантийные зо раэдвигов

Стадийный ряд структур Спрединговый ряд (например: трог Хавр - троги Jlay и Марианский - котловины ЮжноФиджийская и Сикоку - Flapece -Западно-Филиппинская котловина) Деструктивный ряд (например: грабены на континентальной коре Сахалина и Приморья -грабенообразные троги центральной части Охотского моря - впадина Дерюгина и фланговые троги япономорских котловин -котловина Ямато - Японская и Южно-Охотская котловины) Деструктивный ряд: риф на континентальной ко лалеошельфа надрифтовые впадины, i (рифтинги) в Байка Витимской и Баргуэи Витимской зонах, котлови Котерская и Уокитская

Характер верхней мантии Аномальная низкосюростная Аномальная низкоскоростная Аномальная низкоскоростн

Особенности корового разреза Трехслойная океаническая кора Преимущественно двухслойная субокеаническая кора Субконтинентальная субокеаническая кора

Характер магнитного поля; свидетельства спрединга Осесимметричные полосовые аномалии, параллельные островной дуге; присутствие слрединговых центров Незакономерный характер поля Незакономерный характ поля

Интенсивность магматизма, синхронного раскрытию Интенсивный, близкий к известному в ыедпенно-сп^единговых хребтах Слабо развит Интенсивный в Байка Витимской зоне

Состав магматических пород 2-го слоя Толеиты MORB; породы промежуточные между топеитами MORB и островодужными; щелочные базальтоиды Породы, близкие к толеитам MORB, островодужные толеитовые и известково-щелочные; щелочные базальтоиды Островодужные толеитов и иэвестково-щелочн базальтоиды

Мощность и характер осадков Небольшая: преимущественно пелагические, присутствуют вулканогенно-осадочные эадуговые шлейфы Значительная; гемипелагическая Значительная (8-10 км) впадинах, лрисутстау турбитиды, терригенн карбонатные флишоид вулканогенно-осадочные толщи

Примеры бассейнов Котловины Тонгайской системы, востока моря Скоша, Гренадская в Карибском море Сулавеси (?) Котловины Южно-Охотская, Южно-Китайская, Сулу, Командорская (?), трог Окинава Охотский, Япономорсшй

Основные параметры задуговых бассейнов по Е.Мепамгалиной, 1998 г.)

Л 7

Отличие рифтов рифея Енисейского кряжа (наличие коматиит-базальтовых серий или «зеленокаменных трогов» по Т.Я. Корневу, 2004) от других не является кординальным. Некоторое сходство их можно увидеть с рифтами Байкало-Патомского палеошельфа по наличию в них перидотит-габбро-базальтовой серии. Это может свидетельствовать об унаследованносги развития рифтовых структур с раннего докембрия или большой глубинности рифтообразующих разломов. В то же время существенно, что в Олокитско-Бодайбинском рифте начальный и заключительный магматизм проявлен более интенсивно и рифт возник на утоненной коре фемического профиля.

Различается количество, время и интенсивность проявления тектоно-магматических активизаций в разных частях системы. В Енисейском кряже после позднего рифея активизации проявлены слабо и не оказали влияния на золотоносность. В Саяно-Байкальской горной области мощные процессы активизации прошли в ордовике-девоне в Саянах, ордовкке-девоне и карбоне в Байкальской горной области. В соответствии с этим, главные этапы оруденения: в Енисейском 1фяже - поздний рифей, в Восточном Саяне - ордовик-девон, в Байкальской горной области - ордовик-карбон.

2.Второе защищаемое положение: Сибирский благороднометамъный рудоносный пояс включает рудоносные области, рудные районы и узлы. Их расположение обусловлено комплексом геодинамических и тектонических факторов, отражающих геологическую и тектоническую эволюцию краевой зоны Сибирского кратона в позднем докембрии и палеозое. Границы основных минерагенических таксонов определяются областями накопления специализированных металлоносных осадков, активизированными глубинными разломами фундамента, ареалами эндогенных тектоно-термальных процессов и магматогенных структур этапов ТМА.

В настоящее время в практике геологических работ Восточной Сибири отсутствует общепринятая единая номенклатура выделяемых минерагенических таксонов применительно к благородным металлам. Как правило, все выделяемые подразделения, особенно среднего ранга, базируются сугубо на исторически сложившихся региональных подходах. В связи с этим, нами сделана попытка унификации, основанная на принципе соответствия (соразмерности) выделяемых минерагенических таксонов геолого-структурным (Российский металлогенический словарь, 2003). В составе Сибирского благородяометалльного рудоносного пояса выделены три рудоносные области (РО): Байкальская, Присаяно-Енисейская и Восточно-Саянская. Каждая из них включает рудные районы (РР) и рудные узлы или зоны (РУ, РЗ).

Байкальская золоторудная область. Глубинное строение Байкальской золоторудной областии отражено на рис.4.

Участки пониженной мощности коры выстраиваются в единую линейную структуру северо-восточного простирания, в которую попадают Олокитский, Бодайбинский прогибы и центральная зона Вилюйской синеклизы. В Бодайбинском прогибе и Вилюйской синеклизе, где поверхность фундамента погружается, астеносфера поднята до максимальной отметки (- 80 -100 км). Выделяется линейная зона аномальной мантии (зона разуплотнения) с пониженными граничными скоростями (7.6-8.0 км/сек.) на поверхности мантии. Отмеченные особенности глубинного строения отражают унаследованную генетическую и структурную связь Олокитско - Бодайбинского рифта (Рундквист,1990; Митрофанов кий! 5 vr 8.1-аз

10

0-10 ЖМ77.7Д

80 I jjjfnp

Рис. 4. СХЕМА ГЛУБИННОГО СТРОЕНИЯ

ЮГА ВОСТОЧНОЙ СИБИРИ (По «Тектонической карте. .,1987», с изменениями)

Сибирская платформа

Складчатый пояс

-80-Э1ПЩЩШ l-Изогипсы поверхности аномальной мантии (км). 2- Линия профиля глубинного разреза. 3-6. К разрезу по профилю: 3 - 5 : Границы разделов в литосфере по поверхностям: 3- кристаллического фундамента^), 4- Мохоровичича (М), 5-аномальной мантии(А). 6-Граничные скорости на поверхности мантии (км/сек). 7-Подошва Ангаро-Витимского ареал-плутона. 8- Глубинные разломы. 9- Границы различной ориентировки структурных элементов поверхности М: а-областей; б-зон. 10- Характеристики областей и зон: мощность осадков(км) / глубина залегания поверхности М(км) I глубина залегания аномальной мантии(км); граничные скорости на поверхности мантии (км/сек). 11-Современная зона линейного максимального подъема аномальной мантии. и др., 1994) с Вилюйским (Митрофанов, 2005) как единой палеорифтовой системы, по крайней мере, с рифея, а возможно, (Мишнин, 2000) и с раннего протерозоя, определяющую развитие эндогенных процессов и контролирующую размещение благороднометалльного оруденения на Байкало-Патомском палеошельфе.

В современной глубинной структуре под всей территорией Байкальской горной области расположена аномальная мантия (Рогожина, 1975), которая, видимо, является энергетическим источником наблюдаемых эндогенных термальных процессов. С учетом площадного расположения разновозрастных магматических образований на территории Западного Забайкалья можно предполагать наличие таких эндогенных источников в ретроспективе вплоть до рифея. Повышенные тепловые потоки и наличие аномальной мантии характерно для современных задуговых бассейнов, что еще раз подтверждает возможность отнесения Байкальского бассейна к активным окраинноконтинентальным.

На севере Патомского нагорья выделяется мощная глубинная зона скучивания, обусловленная коллизией Ботуобинского и Алданского мегаблоков Сибирской платформы (Митрофанов и др.,1987,1989). Очевидно, причиной этого являются тектонические процессы сжатия, произошедшие в конце рифея (Митрофанов, 1978) и в девоне при раскрытиях Вилюйского рифта и смещении Алданского мегаблока в запад-юго-западном напрвлении по часовой стрелке. Видимо, с этим же событием связано надвигание Чипикегского, Мамского и Нечерского блоков на рифтовую зону и закрытие еб юго-западного фланга. Эта зона сжатия была причиной развития на ее месте, при продолжающемся мантийном флюидопотоке, интрузий щелочных пород сыннырского комплекса и гранитоидов мамского комплекса палеозоя. Сам Бодайбинский прогиб при этом не подвергся интенсивному сжатию и остался сруктурно благоприятной средой для внедрения базитов и интенсивного мантийного флюидопотока с привносом рудного вещества, углеродистого и магнезиально-железистого метасоматоза.

В пределах Бодайбинского прогиба выявлена зона высокопроводящих коровых аномалий (Поспеев, Никулин, 1984) с интенсивностью электропроводности коровых горизонтов до 50000 См, совпадающая с осью палеорифтовой зоны. Она залегает в среднем до 5 км от поверхности. Предполагается связь коровых проводящих горизонтов с зонами максимальной флюидонасыщенности, сульфидизации и развития углеродистых пород в осадочной части разреза (Поспеев, Никулин, 1984). Маракано-Тунгусский рудный узел, включающий месторождения Сухой Лог, Высочайшее и Вернинское, пространственно приурочен к участку с минимальной глубиной залегания и максимальной электропроводностью этой зоны.

Глубинное строение палеорифтовой зоны в районе Бодайбинского прогиба характеризуется преимущественно умеренной и незначительной степенью участия гранитоидов в земной коре (0-25%). По магнитометрии и гравиметрии выделяются крупные неоднородности в земной коре - концентрации глубинных магматических пород (габброидов и гипербазитов). Они сгруппированы в зону СВ простирания, прослеживающуюся до участка в долине р. Лена (Митрофанов, 2005) и сопоставляются с девонскими базитами в Вилюйском рифте. Эти принципиально новые данные являются свидетельством активизации плюма, оказавшей влияние на формирование золото-платинового оруденения в Бодайбинской части рифта. С учетом ранее приведенных данных о строении и развитии Байкальского рудоносного бассейна, можно сделать следующие выводы:

Тектоническая позиция Байкальской благороднометалльной рудоносной области определяется контуром задугового рифейского бассейна осадконакопления с характерным для этих структур повышенным тепловым потоком в ареале влияния мантийного плюма - площади распространения магматических и метасоматических образований этапов ТМА (рис. 5).

Окраинноконтинентальный бассейн, вмещающий рудоносную область, расположен в клинораздвиговой (pull-apart wedge) мегаструктуре (Красный, 1987), разделяющей Алданский и Ангарский геоблоки Сибирского кратона (Митрофанов,1978) в пограничной зоне Урало-Монгольского палеоокеана. Эта тектоническая особенность очевидно обусловлена местоположением Забайкальского плюма.

Шельфовая зона развивалась в • вершине угла и бортах клинораздвига на отколотом в начале рифея при формировании клинораздвига фрагменте фундамента кратона. Папеоструктура дна бассейна была сложной и состояла из системы щелевидных трогов (рифтингов) и поднятий, образующих расходящийся от вершины клинораздвига веер структур. От слияния двух главных рифтингов (Олокигско-Бодайбинского и Верхне-Нечерского), образуется далее к северо-востоку единая рифтовая Бодайбино-Вилюйская зона. К участку слияния трех рифтовых лучей приурочен Бодайбинский рудоносный прогиб, ограниченный в бортах краевыми поднятиями. Часть прогиба, сохранившаяся в краевом провесе («заливе») Ангаро-Витимского ареал-плутона и обуславливает Бодайбинский рудный район. Севернее его расположен Патомо-Нечерский РР, охватывающий зоны поднятий.

Фундамент Бодайбинского прогиба разбит системой поперечных к оси рифта глубинных коровых разломов, вдоль которых в осевых частях сложных антиклиналей А.И.Ивановым и Т.М.Страховой предполагаются невскрытые штоки палеозойских гранитоидов. Два массива (Консгантиновский и Джегдокарский) обнажены. Иньекгивно-купольные структуры развиты и по перифирии прогиба. Невскрытый массив (Угоханский плутон, вероятным сателлитом которого является Константиновский шток) предполагается по геофизическим данным на глубине 3 км под месторождением Сухой Лог (Лишневский и др., 2003).

К югу за зоной глубинного Байкало-Муйского разлома, количество рифтингов резко увеличивается, шельфовая зона сменяется глубоководной эвгеосинклинальной мегазоной в составе двух зон: Байкало-Витимской и Баргузино-Витимской. Система рифтингов и реликтовых блоков фундамента образуют их ячеистую мозаично-блоковую структуру.

Баргузино-Витимская зона имеет менее, чем Байкало-Витимская зона, деструктированный фундамент и меньшее количество рифтинговых зон, практически лишенных гипербазитов, но в ней более широко развиты осадочные и вулканогенно-осадочные образования, среди рифейских образований преобладают вулканиты и интрузии кислого ряда известково-щелочной серии.

В палеошельфовой зоне на первом этапе формирование оруденения происходило в надрифтовых участках эпикратонных длительно развивавшихся в спокойной тектонической обстановке (без существенных перерывов и несогласий) прогибов с гидротермально-осадочным накоплением благородных металлов на определённом стратиграфическом уровне (хомолхинский горизонт) при синхронных вулкано-плутонических процессах в соседних зонах. Вероятно, обязательным условием формирования оруденения являлось наличие раннего (рифейского)

Рис.5 Схема локализации золоторудных месторождений

ZTZ mvy ~Г

Сибирский палеоконтиненг ]

L -»ч | | >-1-L.

Я X 4 •5 а Б а б

7 1 |1| 1 | :8 Y 9 10 ® 12 ® 13 © 14 € € 15 i б 11

1-3: .Сибирский палеоконтиненг. 1 -плитный комплекс; 2- Алданский щит; 3-граница рифейской трансгрессии. 4-Разломы: а-ограничивающие рудоносный бассейн; б-Монголо-Охотский шов; в - прочие.5-Эпикратонный прогцб в пределах палеошельфа; 6-Олокит-Бодайбино-Вилюйский рифт. 7- Рифты и рифтинги с пипербазит-базитовым интрузивным магматизмом и андезито-базальтовым вулканизмом; 8-Микроконтиненты (реликтовые блоки фундамента ): а- с вулканитами- андезиг-дацит-плагиориолитового состава; б-базифицированные.9 -Контур Ангаро-Витимского ареал-плутона. 10-Структуры Становой складчатой системы (фундамент палеодуги).11-15: Месторождения (а) и рудопроявления (б): 1!-Поликомпонентные Au-МПГ- сульфидные(1-Сухой Лог, 2-Высочайшее; 3-Вернинское); 12-Аи-колчеданные;13 -Au-Hg; 14 - Аи-квариевые,Аи-сульфидно-кварцевые( 4-Чертово корыто, 5-Ирокиндинское, б-Юбилейное, 7-Уряхское, 8-Ходоканское, 9-Мукодэкское, 10-Чипчиконское, 11-Назаройское). 15-Прочие крупные месторождения(а-полиметаллические, б - редкометалльные, в- оловорудные):12-Моховое,13-Холоднинское,14-Ауникское, 15-Озерное. перидотит-габбро-базальтового магматизма в рифтовых зонах, а также наличие в фундаменте породных ассоциаций, обогащенных золотом и ЭПГ.

Благородномегалльная, золото-полиметаллическая и полиметаллическая минерализации проявлены по всей зоне Байкало-Патомского перикратонного прогиба с характерной зональностью от осевой рифтовой зоны (золото, МПГ, колчеданные руды, железные руды) к периферии (золото-полиметаллические, свинцово-цинковые руды). Поликомпоненгные золото-сульфидные месторождения и проявления локализованы в валюхтинско-хомолхинском уровне надрифтовой впадины шельфа (Митрофанов и др., 2005) непосредственно в осевой зоне прогиба в зоне зеленосланцевого метаморфизма. Рудные узлы приурочены к зонам поперечных северо-западных разломов фундамента. Оруденение жильного, жильно-прожилко-вого золото-кварцевого типа локализовано гипсометрически выше золото-сульфидного и распространено по всей территории, в целом не выходя за пределы биотитовой изограды метаморфизма. Главная часть этого типа оруденения сосредоточена в южной части рудного района в сложно дислоцированных складчатых толщах рифея и венда.

В эвгеосинклинальной «рифтинговой» зоне первичное накопление происходило в интенсивно гидротермально-метасоматически измененных осадочно-вулканогенных образованиях. Рифтовые и рифтинговые зоны играли роль фидерных структур, по которым осуществлялся транспорт эндогенной энергии, продуктов магматизма и флюидопотоков. Главный процесс формирования оруденения связан с завершением каледонского этапа ТМА, приведшего к формированию основного плагиноидно-золого-сульфидного оруденения за счет перераспределения и концентрирования оруденения раннего этапа и дополнительного привноса рудных компонентов флюидопотоками. Заключительный герцинский этап ТМА привел к метаморфизму руд и формированию кварцево-жильных типов оруденения в благоприятных литолого-структурных условиях.

В отличие от Байкало-Патомского прогиба, благородномегалльная минерализация Байкало-Витимской и Баргузино-Витимской зон более разнообразна (Митрофанов и др., 1979). Здесь в рифтинговых зонах широко развито золото-колчеданное, реже золото-полиметаллическое оруденение, не характерные для Байкало-Патомского прогиба. Широко проявлены, пока плохо изученные, приразломные золотоносные метасоматиты березит-лиственитовой формации и приразломные золотоносные вторичные кварциты. Особый интерес представляют золото-ртутные проявления в карбонатных породах кембрия, так же тяготеющие к зонам рифейских рифтингов. Весьма широко проявлено малосульфидное золото-кварцевое и золото-сульфидно-кварцевое оруденение жильного и прожилково-штоквернового типов. Характерно преимущественное развитие такого оруденения в краевых частях реликтовых блоков фундамента в участках их надвигания на зоны рифтингов с базит-гипербазитовым наполнением (Митрофанов, 1978; Митрофанов и др., 1980). Типично также кварцевожильное оруденение в надинтрузивных зонах палеозойских гранитоидов повышенной основности. С эндо - и экзоконтактами цггоков палеозойских гранитов связано золото-редкометалльное зКильное и жильно-прожилковое оруденение. Вероятны высокие перспективы на золотоносное скарново-магнетитовое оруденение в контактовых частях палеозойских гранитоидов.

В рифейских углеродистых сланцах с наложенными зонами железо-магнезиального метасоматоза с лрожилково-вкрапленным золото-сульфидным оруденением и подвергшихся палеозойской тектоно-магматической активизации в

Делюн-Уранском прогибе нами установлены содержания платины 0.S7 г/т; в Когерском прогибе содержания платины составляют до 0,5 г/т (Миронов и др., 2001); в Уокитском прогибе - до 0,1 г/т (данные ФГУП Бурятгеоцентр). Эти прогибы были выделены нами как потенциально перспективные на золото-платиновое оруденение (Митрофанов и др., 1996;2005).

Все места концентрации золота в Байкало-Витимской и Баргузино-Витимской подзонах локализованы в пределах разноразмерных провесов кровли в гранитоидах Ангаро-Витимского ареал-плутона и «окнах» вмещающих пород, практически не затронутых гранитизацией. Слагающие эти провесы и «окна» СВК представлены вулканогенно-осадочными и интрузивными породами рифея и палеозоя, претерпевшими сильные гидротермально-метасоматические изменения березит-лиственитовой формации (рис.2). Размер этих провесов и «окон» в эвгеосинклинальной зоне и определяет масштаб и контуры золоторудных таксонов от рудного района до рудного узла (зоны) включительно. Суммарная мощность пород в провесах кровли, вмещающих рудные районы, по геофизическим и геологическим данным оценивается в 2-8 км. Эти мощности соизмеримы с мощностью осадочных пород в «заливе» Ангаро-Витимского ареал-плутона, в котором расположен Бодайбинский рудный район. Провесы кровли и «окна» интрудированы мелкими штоками-сателлитами главного плутона.

Внутри крупных провесов и «окон»- рудных районов - положение золоторудных зон определяется приуроченностью к зонам рифтингов. Крупные рудные узлы контролируются узлами сочленения разноориентированных зон корово-мантийных разломов (рифтинговых зон), охватывая как рифтинговые зоны, так и краевые части крупных реликтовых блоков сиалического фундамента.

Восточно-Саянская золоторудная область включает Гарганскую (золото с полиметаллами), Ильчирскую (сульфидно-золото-серебряную) и Окинскую (золото-урановую или пятиэлементную) структурно-металлогенические зоны (Золото Бурятии, 2003). Они включают золоторудные зоны и узлы.

В Восточно-Саянской области развито так же, как и в Байкальской, два основных типа оруденения: золото-сульфидный и золото-кварцевый. В их формировании решающая роль принадлежит гранитоидам сумсунурского (поздний рифей?), таннуольского (ранний палеозой), огнитского и самсальского (средний -поздний палеозой) комплексов. Золото-сульфидные месторождения приурочены к мощным глубинным зонам, разделяющим раннедокембрийские глыбы и их фрагменты. В межглыбовых зонах в виде мощных микститовых толщ сосредоточены осадочно-вулканогенные комплексы рифея-нижнего палеозоя с фрагментами офиолитового меланжа. Эти образования могут быть как фрагментами тектонических покровов, так и реликтами «раздавленных» рифтинговых зон, аналогичных таковым Байкало-Витимской зоны (Митрофанов,1980). В этом отношении золото-сульфидные типы месторождений Восточных Саян могут параплелизоваться с таковыми Байкало-Витимской зоны. Разница, вероятно, заключается в более ранних (нижний палеозой) процессах тектоно-магматической активизации, приведшей к формированию месторождений.

Палеошельфовые образования в Восточных Саянах развиты ограниченно, что может быть связано с частичным уничтожением этих зон в результате горизонтальных движений к югу блоков Сибирской платформы (Митрофанов, Таскин, 1994). Кроме того, осадки палеошельфа рифея Восточных Саян представлены в основном карбонатными комплексами пород. Металлогенически специализированные на золото породные ассоциации связаны с отдаленно-вулканогенными и вулканогенными формациями и появляются в конце рифея, в венде и нижнем палеозое. Они формируются главным образом в результате синхронной эксгаляционной и гидротермальной деятельности, а также привноса тефры при синхронных вулканических процессах.

В палеогеодинамическом плане Восточно-Саянская рудоносная область более всего соответствует окраинноконтинентальным морским задуговым бассейнам, возникшим на деструктированной раннедокембрийской коре, с интенсивно проявленными коллизионными процессами и этапами текгоно-магматических активизаций.

Присаяно - Енисейская рудоносная область охватывает структуры Заангарской части Енисейского кряжа, Ангаро-Канского и Бирюсинского выступов фундамента платформы. Для глубинного строения области характерна несколько повышенная мощность земной коры (до 55 км), которая разбита серией продольных (СЗ) и поперечных (СВ) разломов, и характеризуется наличием на глубине единого крупного гранитоидного плутона, частично обнажающегося в виде массивов татарско-аяхтинского комплекса. Зоны аномальной мантии и локального утонения коры не выявлены. Последнее обстоятельство свидетельствует об отсутствии крупных фанерозойских зон ТМА.

В пределах выступов фундамента золоторудное и платинометалльное оруденение локализовано в зонах глубинных разломов, в приуроченных к ним ранне-докембрийских зеленокаменных трогах и связано с коматиит-базальтовыми и базальт -коматиитовыми комплексами, интенсивно переработанными наложенными процессами (Корнев, Еханин, 2004).

В юго-восточной части Присаянья золотое оруденение локализовано в надинтрузивных зонах инъективно-купольных структур гранитоидного комплекса рифея(?), реоморфизованного в силуре-девоне, в осадочно-вулканогенных породах Урикско-Ийского авлакогена. В углеродистых сланцах этого же авлакогена локализовано Зэгин-Гольское золото-сульфидное месторождение.

Со структурно-геологических позиций и особенностей тектонического развития Ангаро-Канский и Бирюсинский выступы целесообразно рассматривать в качестве единого Ангаро-Канского рудного района (Ангаро-Канская металлогеническая зона по Г.Н.Бровкову и др.,1985). В качестве самостоятельного рудного района выступает и Урикско-Ийский авлакоген.

В Заангарской части Енисейского кряжа золотое оруденение в главном объеме приурочено к области развития рифейских метаосадочных и вулканогенно-осадочных толщ, накопившихся в едином окраинноконтинентальном бассейне (рис.6). При линейном положении главных складчато-разрывных и золоторудных структур вдоль границы Сибирского кратона в обнаженной части Енисейского кряжа (горста) геофизическими методами установлено продолжение осадочных комплексов рифея под платформенным чехлом в восток-северо-восточном направлении между Приангарским и Тунгусским поперечными глубинными разломами, входящими в состав Патомо - Вилюйского линеамента (Хайн,1979) в пределах Иркинеевского авлакогена. Структура авлакогена в участке замыкания аналогична таковой Байкало-Патомского прогиба (Митрофанов и др., 1987). Таким образом, Енисейский рифейский рудоносный бассейн сформировался в зоне пересечения глубинных разломов фундамента в «устьевой» части Иркинеевского авлакогена и может быть отнесен, так же как Байкальский, к бассейнам в зонах кпинораздвигов. Северная и южная его

Рнс.б. Тектоническая схема и размещение месторождений золота в Енисейском кряже . (Составил ГЛ.Митрофанов по материалам Н.С.Малнча(]!)99),Т.Я.Кориевл(2004), Ю.Г".Сифоновя(2004).

7>(С1 й о «Ь 2 ^

ЦШ а . = <;>. u —. s s i - г = M

Jills' s I

Id ?■= J с

HiSI границы совпадают с границами авлакогена, восточная - с Анкиновской зоной глубинного разлома. В пределах бассейна оруденение приурочено к стратиграфическим уровням кординской и удерейской свит (по мнению Т.Я.Корнева, 2004, - только к удерейскому) среднего рифея и распространено в зонах влияния глубинных разломов с проявленным основным и ультраосновным (коматиит-базальтовым) магматизмом. В миогеосинклинальной зоне оруденение приурочено к крыльям и своду Центрального антиклинория, прорванного орогенными гранитоидами татарско-аяхтинского комплекса позднего рифея и имеет с ними парагенетическую связь. А.И.Забияка (2003) эту антиклинорную зону относит к линейному рудно-метаморфическому поясу и связывает с ним формирование Центрально-Енисейского золоторудного пояса - главной золоторудной структуры Енисейского кряжа. Связь с гранитоидами татарско-аяхтинского комплекса установлена для всех золоторудных месторождений Енисейского кряжа.

В пределах Заангарья традиционно выделяют 4-5 субмеридиональных металлогенических и золоторудных зон (золоторудных поясов), что базируется на традиционном подходе увязки оруденения со складчато-разрывными структурами. Выделенные 4 основных рудных района (Бровков и др.,1985) по ранговости и структурному положению соответствуют рудным узлам (Российский металлогенический словарь, 2003). С учетом современных данных по геологическому строению и металлогении представляется более рациональным выделить в составе Енисейского рудоносного бассейна, с учетом существующего металлогенического районирования (Бровков, 1985; Ли, 1997) три золоторудных района: Тейско-Татарский, Вороговско-Ангарский и Исаковский. Первый РР является собственно золоторудным и включает оруденение золото-кварцевой жильной, золото-кварцевой стратиформной (главной, по В.Т.Григорову, 2004) и золото-сульфидной формаций. Оруденение контролируется полем распространения удерейского стратиграфического уровня в зоне Центрального интраконгинентального трога-рифта (Сафонов и др., 2004) на сочленени его и поперечных систем глубинных разломов в ареале воздействия орогенных гранитов татарско-аяхтинского комплекса. Рудные узлы, выделенные ранее в качестве рудных районов (Южно-Енисейский, Ерудинский и Северо-Енисейский), локализованы на пересечении Ишимбинских разломов с поперечными разломами и в участках смены направления продольных разломов с их расщеплениями и расширением области динамического влияния.

Вороговско-Ангарский РР включает кварцево-жильное золотое оруденение в четырех рудных узлах и основную массу полиметаллических месторождений. Киликейский и Зыряно-Рудиковский РУ приурочены к Приенисейской зоне разлома на пересечении с поперечной Каменской зоной разлома в зоне воздействия гранитоидов татарско-аяхтинского комплекса.

Исаковский РР приурочен к одноименной вулканогенной рифтинговой структуре с золоторудными, свинцово-цинковыми и полиметаллическими месторождениями.

Из приведенного материала видно, что тектоническая позиция Байкальской и Енисейской золотоносных областей, основных рудных районов и рудных узлов принципиально близки.

3. Третье защищаемое положение: Формирование рудных районов и узлов, включающих крупные и сверхкрупные золоторудные и поликомпонентные золото-платинометалльные месторождения в южном обрамлении Сибирской платформы, обусловлено спецификой, закономерной этапностью и длительностью развития комплексных рудообразующих систем, включающих корово-мантийные источники вещества, преимущественно фемический тип фундамента, рудоподводящие и рудолокализующиг структуры глубокого заложения и длительного функционирования, базитовый и мощный гранитоидный магматизм этапов ТМА с интенсивным эндогенным флюидопотоком.

3.1.Основные представления о генезисе и условиях локализации месторождения Сухой Лог. В основе прогнозирования и поисков месторождений Сухоложского типа длительное время лежали представления о метаморфогенно-гидротермальном генезисе золотосульфидного оруденения в углеродистых миогеосинклинальных толщах (Буряк, Хмелевская,1997 и др.). В «Геолого-генетических моделях.»(ЦНИГРИ,1993) выделено три группы регенерированных месторождений конвергентного ряда, две из которых характеризуют месторождения с термофлюидными системами малоудаленными и удаленными от гранитных батолитов. Сухой Лог отнесен к последним (удаленным более 3-5 км). При этом предполагается формирование «первичного» месторождения (или рудоносного горизонта) за счет «первичных» флюидов мантийного или (и) корово-магматического происхождения.

Новая «рифтогенная» модель формирования месторождения Сухой Лог была предложена Д.В.Рундквистом (1990), позднее несколько уточнена И.К.Рундквист и др. (1992). Предположена связь месторождения с палеорифтом, процессами частичного метаморфно-метасоматического преобразования рудного вещества при региональном метаморфизме в венде - кембрии и формировании месторождения под воздействием гранитоидов конкудеро-мамаканского комплекса.

Изучение платиноносности данного типа месторождений показало, что распределение основного рудного компонента, золота, и сопутствующих ему МПГ в пределах рудных объектов имеют существенные различия (Дистлер, Митрофанов и др.,1996; Лаверов и др.,1997; Митрофанов и др., 1995; Дистлер и др., 2004, 2005). Отсюда возникают вопросы, касающиеся, возможно, различных источников рудных компонентов или вариаций условий формирования золотой и платинометалльной минерализации. Как следствие, это отражается и на критериях прогноза таких объектов.

Нами (Митрофанов и др., 1994) также предполагалась связь формирования месторождения и района в целом с рифейским рифтогенезом, были разработаны критерии прогнозирования золото-платиноидных месторождений в черносланцевых толщах (Митрофанов и др.,1995; 2005), основанные на представлениях об их осадочно-метаморфно-гидротермальном генезисе. Позднее была разработана флюидодина-мическая (рудно-углеводородная) модель формирования большеобъемных платина-золоторудных месторождений Сухоложского типа (Немеров, Митрофанов, Семейкина, 2005), учитывающая полученные данные по характеру зональности оруденения и распределения рудных компонентов на месторождении и влиянию гранитоидов.

Принципиально новые данные были получены в процессе дальнейшего изучения месторождения по составу и температуре флюидов, возрасту рудообразующих процессов и модельному возрасту рудных свинцов (Дистлер и др.,2004), глубинному строению месторождения (Лишневский и др., 2004; Митрофанов, 2005) ,а также новых данных о роли газотранспортных реакций в процессах формирования рудных поликомпонентных объектов (Дистлер, 2004, 2005). Все они говорят о значительной роли в формировании оруденения не только внутрикоровых- процессов, но и мантийных флюидов.

3.2. Основные этапы и особенности тектонического развития рудных районов.

Бодайбинский рудный район. Предистория формирования Бодайбинского РР связана с развитием межкратонного Патомо-Вилюйского раннепротерозойского протогеосинклинального прогиба с большим количеством базит-гипербазитовых образований. Его образования в последующем явились фундаментом Бодайбинского прогиба. Позднекарельская гранитизация (1750-1900 млн. лет) проявилась только по краю кратонных блоков (Митрофанов и др.,2001) и происходила при значительной переработке базитов и при глубинном привносе бора, так как сформировавшиеся гранитоиды отличаются высокими содержаниями турмалина (Амандракский массив). В результате возник парагенезис (Федоровский, 1984) из гранитокупольных валов (Чуйско-Тонодского и Нечерского) с повышенной мощностью зрелой земной коры и межкупольной зоны с реликтовой базитовой корой пониженной мощности.

Карельский этап сменился длительным периодом (нижний-средний рифей?) тектонической стабилизации (Салоп,1964) с формированием кор химического выветривания, их переотложения. Сформировавшийся во впадинах чехол из продуктов высокозрелых переотложенных кор выветривания, содержащих кластогенное золото и тонкораспыленные МПГ (Немеров, Митрофанов, Семейкина, 2005), явился хорошим структурно-литологическим и геохимическим барьером для формирования в Бодайбинском межкупольном прогибе оруденения типа «несогласия», обеспечившего дополнительную концентрацию благородных металлов в фундаменте Бодайбинского рифейского прогиба.

В конце нижнего - начале среднего рифея в результате активизации эндогенных процессов начинается деструкция эпикарельского кратона, раздвигание Ангаро-Ботуобинского и Алданского мегаблоков и формирование Байкальского клинораздвига и системы щелевых рифтогенкых зон в его пределах. Наиболее крупный из них, Олокитско-Бодайбинский, возник на месте раннепротерозойской межкупольной зоны с минимальной мощностью коры. Его сопровождали оперяющие рифтинговые системы более высоких порядков. К зоне их сочленения и приурочен Бодайбинский эпикратонный прогиб.

Рифтогенные формации представлены грубообломочными вулканогенно-осадочными толщами (медвежевская свита) часто с горизонтами железистых кварцитов. Вулканиты андезито-базальтового состава (Иванов и др.,1995) ассоциируют с пластовыми интрузиями перидотитов, метадолеритов, диоритовых порфиритов. Установлено проявление линзовидных тел карбонатитов с Nb-P-редкометалльным оруденением (Нечерское поднятие) и метасомагиты с касситерит-мусковит-кварцевыми рудами с возрастом 1300+140 млн. лет (Иванов и др.,1995).

Следующий этап (R.2-0?) характеризуется длительным формированием надрифтовой впадины - Бодайбинского прогиба. Общая мощность осадков составила около 11000 м при очень низкой скорости седиментации. Характерно накопление углеродистых терригенных пород, причем они приурочены к отложениям средней и верхней части верхнего рифея (хомолхинский и аунакит-вачский уровни). Для всех отложений рифея характерна литофильная или лито-халькофильная геохимическая специализация, и только породы хомолхинского уровня отличаются сидерофильным профилем геохимической специализации (Немеров, 1987; Митрофанов и др., 1996). Это связано с активизацией эндогенных процессов, накоплением осадков хомолхинской свиты в условиях синхронной вулканической деятельности в Олокитской части рифта и в смежной Байкало-Витимской эвгеосинклинальной зоне. Формирование отложений сопровождалось поступлением пирокпастического материала, гидротермальными процессами с привносом рудного материала из фундамента, первичным накоплением золота, ЭПГ и сопутствующих сидерофильных элементов (Сг, Ni, Со, Fe), а также частичным привносом серы (Distler, Mitrofanov, Yudovskaya, 2004) и углерода. Примерно этому временному уровню (900 - 800 млн. лет) соответствуют метаморфические преобразования зеленосланцевой фации базальтоидов тыйской и медвежевской свит, формирование колчеданно-полиметаллических руд (с попутным золотом) Холоднинского месторождения (800-700 млн. лет) в Олокитской зоне рифта. Этот уровень является главным рудовмещающим и, по-видимому, рудоносным, обеспечившим в последующем формирование уникалных золото-платиноидных поликомпонентных месторождений.

Складчатостью и метаморфизмом осадки в пределах надрифтовой части Бодайбинского прогиба в верхнем рифее и венде не затрагивались, хотя в Олокитской части рифта и в Байкало-Витимской зоне в конце рифея прошли интенсивные эндогенные процессы с интрузивной и вулканической деятельностью. В то же время формирование над хомолхинской свитой мощной толщи терригенно-карбонатного состава верхнего рифея, венда и платформенных отложений кембрия-ордовика (?) способствовало сохранности, перераспределению и концентрированию оруденения в специфических условиях замкнутого бассейна с застойным режимом водообмена и длительно устойчивых Р-Т параметрах. Терригенно-карбонатный экран имняхской свиты над рудоносной хомолхинской обеспечивал устойчивый геохимический барьер и термостатирование всей рудно-магматической системы.

Новый (каледонский) этап эндогенной активности в регионе начался в ордовике и связан с активизацией Забайкальского плюма (с. ).

Становление массивов автохтонных гранитов (420-430 млн.лет) в участке незакрытого Бодайбинского рифта привело к формированию своеобразной «заливообразной» структуры размером 200 х 50-60 км в краевой части ареал-плутона с сохранением мощной толщи осадков рифея и венда (до 7 км) в надрифтовой части Бодайбинского прогиба, окаймленной гранито-купольными структурами в бортах рифта. Она является определяющей для контуров Бодайбинского рудного района и зоны влияния термофлюидной системы. По данным ряда исследователей («Геолого-генетические модели.»,1993) тепловые поля гранитоидов с подобным морфологическим положением кровли играют, по-видимому, как «фокусирующую», так и стабилизирующую роль зон выщелачивания и отложения металлов.

В провесах кровли, широких зонах экзоконтакгов и вдоль глубинных разломов регионально проявились процессы метасоматоза березит-лиственитовой фации. Эти процессы, вероятно, сопровождались перераспределением «первичного» оруденения, привносом и концентрированием новых порций рудного вещества мантийными флюидопотоками. Активизировались поперечные (СЗ) разломы фундамента, вдоль которых возникли благоприятные для локализации оруденения складчатые и разрывные структуры в осадочных толщах. Они определили местоположение рудных узлов. Участки пересечения их с субмеридиональными разломами явились наиболее проницаемыми для флюидопотоков и гидротермальных растворов и формирования локальных калиевых мегасоматитов, вмещающих месторождение Сухой Лог. Вероятно, в этот этап и сформировалось главным образом поликомпонентное золото-платинометалльное сульфидное оруденение. По данным Л.А.Неймарка и др.(1990), вариации состава свинцов золотоносных пиритов и золота месторождения Сухой Лог отвечают интервалу модельных возрастов 450-175 млн. лет. Это свидетельствует скорее в пользу мантийной природы свинцов, связанной с флюидопотоками каледонского и герцинского этапов. Каледонский этап завершился перед девоном полной складчатостью рифей-нижнепалеозойских толщ прогиба.

Заключительный акт формирования структур прогиба и оруденения относится к новой активизации плюма в герцинский этап. Он проявился в раскрытии Бодайбино-Вилюйского участка рифта, внедрении интрузий гипербазитов и базитов, закрытии Олокитской части рифта, мощным тепловым потоком, интенсивным флюидопотоком, кремне-капиевым метасоматозом и формированием перемещенных гранитов Ангаро-Витимского ареал плутона (~320 млн. лет).

Возраст процесса формирования кварцевых жил (316±16 млн. лет). По начальным отношениям 87Sr/86Sr равным 0,717 источником вещества являются коровые образования. Модельный возраст рудного свинца из золото-кварцевых жил соответствует значениям 333-397 млн. лет (Distler, Mitrofanov, Yudovskaya, 2004).

Таким образом, тектоническая позиция Бодайбинского рудного района определяется:

-приуроченностью к эпикратонной палеошельфовой надрифтовой впадине со специфичным глубинным строением и осадконакоплением в условиях интенсивного флюидопотока над зоной тройного сочленения рифтингов первого порядка;

-приуроченностью к активизированному в среднем палеозое участку рифтинговой зоны первого порядка, интенсивно проработанному мантийным флюидопотоком;

-приуроченностью к крупному «заливу» в зоне палеорифта в краевой части Ангаро-Витимского ареал-плутона, играющему роль межкупольной зоны с низким метаморфизмом и концентрированным флюидопотоком;

-наличием в рифтовой зоне локальных положительных аномалий силы тяжести, соответствующих телам базитов и локальных отрицательных гравиметровых аномалий над невскрытыми телами гранитоидов;

-благоприятными локальными складчато-разрывными структурами.

Весь процесс формирования рудоносной тектонической структуры охватывал период, как минимум, от нижнего рифея до среднего карбона. Он включал два крупных этапа тектонической субплатформенной стабилизации (RpR.2 и R3-0?) и четыре этапа (без учета мезо-кайнозойских) ТМА (R-2. Rj, O-S, D-C2).

Бодайбинский РР включает три золоторудных узла.

Бодайбинский рудный узел. Известные месторождения представлены малосульфидным золото-кварцевым типом. В ядре сложной синклинали обнажаются породы верхней части разреза верхнего рифея и венда. Таким образом, эрозионный срез здесь примерно на 4-6 км меньше, чем в Маракано-Тунгусском РУ. Фундамент по геофизическим данным практически лишен гранитоидов и сложен породами базитового и гипербазитового состава. Золото-кварцевые рудные поля приурочены к пересечениям субширотной системы скрытых разломов с северо-западной. А.И.Ивановым закартирован рой гранитоидных даек, маркирующих положение инъективно-купольных структур. Можно предполагать, что кварцево-жильное оруденение слагает верхний ярус рудоносной системы и на глубине, на уровне хомолхинской свиты, может быть локализовано оруденение золото-сульфидной формации Сухоложского типа.

Маракано-Тунгусский рудный узел расположен в ценральной части Бодайбинского рудного района и в центре Бодайбинского синклинория. Он включает четыре золоторудных поликомпонентных (золото-платиноидных) объекта: Сухой Лог,

Вернинское, Невское и Александровское. Принципиально все они относятся к единому золото-сульфидному формационному типу (Кузьмин и др., 2003), а после открытия их платиноносности - к поликомпонентным золото-платиноидным месторождениям (Дистлер, Митрофанов, Юдовская, 2004). Золото-кварцевое оруденение располагается гипсометрически выше золото-сульфидного примерно на 50-75 м (Буряк, Хмелевская,1997) и, видимо, представлено своей корневой частью.

Маракано-Тунгусский РУ имеет линейную форму и размеры 75 х 25 км. Узел описывается контуром Маракано-Тунгусской сложной синклинали, запрокинутой на юг, в пределах развития рудовмещающей хомолхинской свиты. Границы сложной синклинали в участках замыкания совпадают с контуром палеорифта, бортовых зон гранито-купольных структур и совпадают с изоградой граната рифейской метаморфической зональности.

Сложная синклиналь, которая контролируется Маракано-Светлинским отраженным поперечным глубинным разломом в рифтовой зоне, является структурно самой углубленной частью Бодайбинского сйнклинори, но эрозионный срез находится на уровне хомолхинской и имняхской свит верхнего рифея. По разлому интенсивно развит железо-магнезиальный и углеродистый метасоматоз; глубинный разлом является контролирующим для невскрытых базитовых и гранитоидных интрузий. В северо-западной и юго-восточной частях рудного узла в фундаменте расположены Североугаханский и Кропоткинский гравитационные локальные максимумы (Лишневский и др.,2003), отождествляемые нами с интрузиями базитов палеозоя. На глубине 3 км под Сухоложским рудным полем расположен гравитационный минимум (скрытый Угоханский плугон мощностью б км и площадью 110 кв. км). Сателлит(?) этого плутона (Консгантиновский шток) и обрамляющие его дайковые и жильные тела гранитов прорывают осадочные породы южнее месторождения и погружаются к северу под него с контактовым воздействием на сульфидную минерализацию (переход пирита в пирротин) и сопровождается зоной ороговикования. Серия невскрытых штоков предполагается вдоль зоны СЗ разлома. Позиция рудного района относительно кровли ареал-плутона палеозойских гранитоидов (приуроченность к «заливу»), расположение рудного узла и рудного поля над скрытым на глубине 3 км Угоханским плутоном позволяют рассматривать оруденение как бы промежуточным в классификации регенерированных месторождений (Генетические модели.,1993), занимающим положение между «малоудаленными от гранитных интрузий» и «удаленными». Пересечение поперечного разлома с зонами СЗ простирания'контролирует участки развития локальных калиевых метасоматитов (площадь 5 х 0.7 км), в пределах которых локализовано месторождение Сухой Лог.

Хомолхинский рудный узел также приурочен к сложной синклинальной структуре • СЗ простирания над зоной разлома фундамента. Включает золото-сульфидное месторождение Высочайшее. Структурный контроль оруденения во многом близок к Маракано-Тунгусскому узлу, но в пределах узла пока не выявлено на глубине невскрытых гранитоидов, что возможно связано с недостаточной геофизической и геологической изученностью на глубину. Месторождение Высочайшее расположено в хомолхинской свите и контролируется зоной пересечения СЗ и субмеридионального скрытых разломов фундамента.

Муйский рудный район расположен в Байкало-Витимской подзоне эвгео-синклинальной зоны. В геолого-структурном отношении район приурочен к крупному «провесу кровли» Ангаро-Витимского ареал-плутона. В палеотектоническом аспекте район охватывает зону сочленения рифейских структур Байкало-Витимского вулкано-плутонического пояса с Байкало-Патомским папеошельфом в зоне континентального склона. Пограничной структурой между ними является Сюльбанский глубинный корово - мантийный разлом.

В зонах глубинных разломов (в палеорифтингах) вулкано-плутонические образования интенсивно дислоцированы, гидротермально и метасоматически изменены, почти повсеместно содержат рассеянную вкрапленную сульфидную (преимущественно пиритовую) минерализацию, вплоть до массивных колчеданных залежей. В гидротермально - метасоматически измененных породах повсеместно фиксируется фоновая золотоносность, с содержаниями золота от О.ОООп до п.о г/т. Возраст динамослакцевого метаморфизма и метасоматоза позднерифейский (785±9 -769+33 млн. лет) и связан с началом орогенеза в зоне. Гидротермально-метасоматическая проработка прод и формирование «первичного» золото-сульфидного и золото-колчеданного оруденения связаны с формированием автохтонных гранитоидов (733±40 млн. лет) позднего рифея (Митрофанов, Митрофанова, 1979; Митрофанов и др., 1979; Mitrofanov, 2003). Позднеорогенный комплекс (712140 - 588±3 млн. лет) залегает резко несогласно на геосинклинальном комплксе. Венд-кембрийские герригенно-карбонатные отложения отражают платформенную стадию. Весь комплекс докем-брийских и палеозойских отложений прорван ордовикскими габброидами и палеозойскими интрузиями гранитоидов Ангаро-Витимского ареал-плутона. Позднепалеозойским гранитам предшествует комплекс даек плагиогранит-порфиров и микродиоритов, предрудный для малосульфидного золото-кварцевого оруденения. С палеозойскими гранитоидами связана регенерация «первичного» оруденения и формирование позднего малосульфидного и сульфидного золото-кварцевого. Практически все известные проявления минерализации золото-кварцевого типа контролируются часто скрытыми зонами глубинных разломов СВ простирания, образуя рудные узлы в местах пересечения с СЗ разломами. Характерно линейно-узловое распределение золоторудной минерализации вдоль зон вулкано-плутонического «осгроводужного» магматизма и в краевых частях раннедокембрийских блоков. Центральные участки сиалических раннедокембрийских блоков характеризуются преобладанием минерализации редкометалльного профиля.

Основные выявленные ресурсы и запасы рудного золота на данной территории сосредоточены в жильных, прожилково-вкрапленных, штокверковых и минерализованных зонах золото-кварцевой, золото-сульфидно-кварцевой формаций, реже - золото-сульфидной в углеродистых толщах, золото-колчеданной,, золото-серебряной, золото-ртутной формаций. Слабо изучены перспективы золото-ртутной, золото-молибден-порфировой формаций.

В целом Муйский рудный район характеризуется развитием мелких и средних по параметрам оруденения золоторудных объектов в ранге месторождений и рудных полей. В ранге рудных узлов концентрации оруденения достигают крупных (100 - 450 т золота) параметров.

Тейско-Татарский рудный район Присаяно-Енисейской рудоносной области (рис. 6). Сравнение тектонических особенностей формирования главных рудных районов Байкальской рудоносной области с аналогичными Присаяно - Енисейской и Восточно-Саянской показывает их принципиальную схожесть по многим позициям (табл. 3).

Фундамент Тейско-Татарского РР Енисейской области сформировался в нижнем протерозое (1800±100 млн. лет). Сиапический фундамент при этом слагает большую

часть территории. В раннедокембрийских образованиях вдоль зон разломов установлены коматиит-базальтовые образования в реликтах зеленокаменных трогов (Корнев и др., 2004). Конец раннего протерозоя характеризовался относительной стабилизацией условий и формированием квазиплатформенного (платформенного по Д.И.Мусатову, 1967,) чехла. Рифейский этап начался с заложения Центрального интраконтинентального прогиба-трога (Сафонов, 2004). В начале этапа (1400-1100 млн. лет) в условиях медленного прогибания произошло накопление 2/3 сухопитской серии (этап трогового прогиба по Д.И.Мусатову, 1966). Во время формирования удерейской сврты произошла активизация древних разломов с проявлением ультраосновного-основного (коматиит-базальтового, по Т~Я.Корневу, 2004) магматизма. Вероятно, синхронно с осадконакоплением и гидротермальной деятельностью происходил привнос глубинными флюидами рудных компонентов, в том числе в форме комплексных углеродистых соединений. Сформировалось «первичное» золото-сульфидное и золото-сульфидно-кварцевое стратиформное (Григоров, 2005) оруденение в геохимически специализированном удерейском горизонте. Второй этап (предорогенный, 1100-850 млнлет) характеризовался продолжением осадко-накопления, но с усилением тектонической активности к концу этапа, который характеризуется становлением батолиговой гранитоидной формации (татарско-аяхтинского комплекса) (850±69 млн. лет). С последним связана регенерация «первичного» оруденения, интенсивные метасоматические и гидротермальные процессы. Возраст рудных серицитолитов (калиевых метасоматитов) Ведугинского месторождения 716-682 млн. лет, руд Олимпиадинского месторождения 856-706 млн. лет, метаморфитов рудных районов Заангарья 773-706 млн. лет (Сафонов, 2004). В целом, по данным М.М.Константинова и др.,(1999), гранитоиды на глубине образуют единый сложно построенный плутон, залегающий на глубине 10 км под Советским месторождением и соединящийся с гранитоидами района Олимпиадинского месторождения (Сафонов, 2004). Судя по распространению контактово-метаморфических и гидротермально-метасоматических образований центральной части Енисейского кряжа (Сердюк,1997), ареал этих гранитоидов вообще охватывает площади главных золоторудных узлов Енисейской рудоносной области. Этот крупный батолит сформировался в узле пересечения глубинных региональных разломов СЗ и СВ направлений. Под рудными полями установлены локальные плотностные аномалии, подобные зонам базификации Мурунтаусского рудного поля (Константинов и др.,1999) и Бодайбинского РР (Митрофанов, 2005). Дальнейшее тектоническое развитие Енисейского кряжа фактически не отразилось на формировании оруденения.

В Восточно-Саянском рудном районе формирование золотого оруденения также происходило по близкой схеме: деструкция эпирифейского фундамента по глубинным разломам, контролировавшим рифтинговые зоны рифеид с базит-гипербазитовым магматизмом; формирование вулканогенно-осадочной толщи с «первичным» оруденением (О-S) в рифтинговых зонах; внедрение гранитоидов таннуольского комплекса повышенной основности и регенерация оруденения; повторная регенерация оруденения при внедрении герцинских гранитоидов и формирование золото-кварцевого жильного оруденения. Отмечается достаточно четкая приуроченность золото-сульфидного и золсгго-сульфидно-кварцевого оруденения к «рифтинговым» межблоковым структурам и золото-кварцевого к краям сиапических блоков. По особенностям тектонического развития и тектоническим условиям локализации оруденения и его типов Восточно-Саянский РР наиболее сопоставим с Муйским, что отмечалось и ранее (Левицкий, 1973). При этом проявлены черты, общие для всех рудных районов.

4. Четвертое защищаемое положение: Тектонические закономерности развития активных переходных зон (транзиталей) восточноазиатского типа е позднем докембрии и фанерозое на юге Сибирской платформы и закономерности формирования благороднометалпьного оруденения имеют общие черты с формированием крупных скоплений благородных металлов как в эпиконтинентальных бассейнах раннего докембрия, так и в АЗП (транзиталях) фанерозоя.

Общий процесс формирования тектонических структур, приведший к формированию промышленных золотых и поликомпонентных золото-платиноидных месторождений, охватывает громадный интервал времени от раннего рифея до карбона включительно с постепенным омоложением главных заключительных этапов рудогенеза по простиранию пояса от позднего рифея (Енисейский кряж), раннего-среднего палеозоя (Восточный Саян), раннего - позднего палеозоя (Байкальская горная область).

Энергетика процессов в Саяно-Байкальской области обеспечивалась расположенным наклонно к югу тектонофером и пульсационной деятельностью мантийного Забайкальского щпома. Это определяло струкхурную зональность относительно кратона и пульсационный характер эндогенных процессов, а также отсутствие строгой синхронизации процессов в разных секторах пояса и внутри зон.

Выделяются следующие основные этапы, проявившиеся по всему южному фасу Сибирского палеоконтинента и имеющие свои особенности в каждой из рудоносных областей (сегментов пояса):

1) Формирование активных зон перехода (АЗП) начинается с деструкции эпикарельского фундамента и формирования интракратонных надрифтовых прогибов (средний рифей в Енисейском кряже, средний-поздний рифей в Восточном Саяне и Байкальской горной области, верхний рифей-венд и венд-ранний палеозой в восточной части Восточных Саян и в Джидинской горной области). Деструкция эпикарельского фундамента Сибирского палеоконтинента происходит в первую очередь по древним системам глубинных корово-мантийных разломов над зоной разуплотненной верхней мантии.

Надрифтовые прогибы на ранних стадиях формируются в интракратонных условиях в зоне воздействия мантийного плюма. Формирование таких впадин характерно для раннего докембрия (Сафонов и др., 2005).

2) Развитие рифтогенных процессов и обособление рифтогенных шельфовых зон, глубоководных рифтинговых и спрединговых (в Джидинском бассейне) впадин (эвгеосинклиналей).

3) Инверсия внутренних зон, внедрение расслоенных габброидных интрузий и формирование вулкано-плутонических ассоциаций андезит-дацитового и дацит-риолитового состава и двуполевошпатовых гранитоидов; метаморфизм внутренних зон и бортов рифтов палеошельфа, внедрение протрузий гипербазитов. В палеошельфовых миогеосинклинальных зонах продолжение седиментации, но с синхронными гидротермальными процессами; эндогенные флюидопотоки в рифтовых зонах с привносом рудного вещества в углеродистые геохимически специализированные горизонты (-1200-820 млн. лет).

4) Пенепленизация, платформенный режим. Заложение спредингового задугового бассейна в Джидинском сегменте (венд-средний кембрий). табл.3 Сравнение условий формирования крупных месторождений

Возраст Ма Этапы н их характеристика

1 2 1.Енисейский кряж(Аи-сульфидный и Аи-сульфидно^кварцевый типы) 2.Бодайбийский рудный район(Аи-МПГ-сульфидный поликомпонентный тип)

270320 Герцннская ТМА рифта. Формирование кварцево-жильного оруденения. Регенерация Аи-МПГ-сульфидиогс оруденения.Гиаротермаль ные процессы.Впедрение штоков аллохтонны. гранитов. В недр'ен и е ги пербазит-базитов ых интрузий. Мантийный флюидопоток.

420430 457+ 33-463+ 20 Каледонская ТМА. Регенерация первичного оруденения и формирование Аи-МПГ-сумфидного оруденения.Гия ротермы, метасоматоз. Складчатость. Формирование автохтонных гранитои дов батолитовой формации. Тепловой поток. Внедрение габброидов, щелочных габброидов и щелочных пород. Мантийный флюидопоток о а!Сгнвизированного плюма.

682-715 850 850+60 5001200 800900 Средний-верхний рифей. Завершение гидротермальных прочее сов и рудообразования. Формирова Ли ' 'сульфидного и Аи - сульфидно -кварцевого оруденения. Гидротермы,метасоматоз, иетамор физм и складчатость,тепловой поток. Становлент орогенных гранитоидов батолитовой формации в линейном геоантиклинальном поднятии в Центральной рифтовой зоне.' Мантийный флюидопоток Средний рнфей-кембрий. Миогеосин клинальный н платформенный этапы. Накопление осадков плитного комплекса. Накопление карбонатно-терригенных осадков в миогеосин клинальком над рифтовом прогибе. Формирование рудо ноеной хомолхинской свиты и син-диа генетичного Аи-МПГсульфидно-вкрапленного стратиформного первич ного оруденения. Конседиментационное поступление тефры из вулканогенной зоны. Гидротермы по рифтовым разломам. Карбонатио-терригенные осадки

1100 1400 1300 Ка рбонатно-террк генное осадконакоп ление в миктомиогеосинклинальных условиях. Первичное Аи-сульфидное оруденение. Гидротермы. Слабое проявлен» коматиит-базальтового магматизма по активизирован ным разломам на уровне кординской(?) и уде рейской рудоносных свит. Заложение Центрального прогиба-трога (

1350 Формирование рифтовой зоны с перидотит-габбро-базальтовым магматизмом

Формирование в протоплатформенны условиях высокозрелых кор химическог выветривания

1850-2200 AR-PR, сиалический фундамент Повышенная (51 против 43 км) мощность земной коры.Приразломные зеленокаменные троги с коматипт-базальтовым магматшмом.РКр платформенные СФК. AR-PRi феиический фундамент Пониженная (39 км против 42) мощность земной коры. PR| эвгеосинклинальный.Аномальная мантия на глубине 80 км, высокопроводящне коровые горизонты

5) Термальные процессы, скучивание и сводообразование в эвгеосинклинальных зонах Байкальской области (~520 млн. лет).

6) Активизация Забайкальсого плюма, внедрение по разломам в оргенном своде щелочно-габброидных интрузий, интенсивный магнезиально-железистый и углеродистый метасоматоз под действием мантийного флюидопотока, формирование автохтонных гранитоидных очагов (420-460 млн. лет).

7) Раскрытие Вилюйского сегмента Бодайбино-Вилюйского рифта, сжатие (закрытие) центрального и юго-западного сегментов, внедрение базитов. Складчатость Байкало-Патомского прогиба; во внутренних зонах - тектоническое скучивание, сводо - и гранитообразование (Ангаро-Витимский ареал-плутон).

Пояс структур обрамления Сибирской платформы имеет поперечную зональность: от рифтинговых (эвгеосинклинальных) зон к платформе структуры с более интенсивным проявлением эндогенных (магматогенных) процессов сменяются структурами с менее интенсивными эндогенными процессами. Выявлено последовательное омоложение времени проявления эндогенных процессов от платформы к палеоокеану. Эта закономерность полностью нарушается в этапы ТМА, которые, в зависимости от интенсивности процесса и высоты подъема мантийного плюма, проявляются практически одновременно во всех зонах конкретного бассейна.

Характерно линейно-блоковое строение палеошельфовых областей при мозаично-блоковом эвгеосинклинальных (рифтинговых).

Значительное влияние на формирование оруденения состава и мощности раннедокембрийского фундамента и приуроченность рудоформирующих структур (рифтовых зон и надрифтовых прогибов) к участкам раннедокембрийского фундамента фемического профиля с пониженной мощностью земной коры (для поликомпонентных месторождений), или активизированных раннедокембрийских зон глубинных разломов в участках с мощной сиалической корой для собственно золоторудных месторождений. Именно переработкой флюидопотоками в рифее и палеозое раннедокембрийских эвгеосинклинальных образований, зеленокаменных трогов с коматиит-базальтовым магматизмом, золоторудной, платинометапльной, медно-никелевой и хромитовой минерализацией в большей мере объясняется геохимическая специализация терригенных углеродистых толщ Байкало-Патомского прогиба и Енисейского кряжа. Именно различие в строении раннедокембрийского фундамента Бодайбинского и Тейско-Татарского рудных районов является причиной преимущественного развития в Бодайбинском РР среди крупных месторождений поликомпонентных золото-платинометалльных сульфидных, а в Тейско-Татарском РР собственно золоторудных. Это же, видимо, является причиной проявления базальтоидного магматизма в Олокитско-Бодайбинском рифте в рифее (медвежевская свита) и базитовых интрузий в палеозое, внедрение которых сопровождалось мантийными флюидопотоками с привносом ЭПГ (табл. 3).

В удалении от Байкало-Патомского прогиба к югу, в Баргузино-Витимской и Еравнинской зонах геохимическая специализация углеродистых толщ приобретает халько - и литофильный характер, а среди золоторудных месторождений и проявлений отсутствуют (без связи с базитами и гипербазитами) проявления с золото - платиновой минерализацией, но усиливается роль золото-полиметаллических, золото-редкометалльных, типичных для фанерозойских транзиталей (Красный, 2003). Аналогичная зональность характерна и для Енисейского кряжа (существенно колчеданное и полиметаллическое оруденение в Исаковской зоне).

В числе особенностей и закономерностей развития структур и золотого оруденения обрамления Сибирской платформы необходимо также отметить:

-Предшествовший заложению рифейских рифтов субплатформенный этап. В Бодайбинском РР он сопровождался формированием кор химического выветривания, их переотложением и накоплением. При этом над раннедокембрийскими эвгеосинклинальными комплексами и зонами разломов могли формироваться участки оруденения типа «несогласие» с концентрированием золота и платиноидов, которые в последующем послужили дополнительными источниками рудного вещества при процессах ТМА.

-Формирование одного главного рудоносного уровня в каждом из бассейнов с «первичным» оруденением, расположение его примерно в 3000 м выше фундамента.

-Согласное перекрытие рудоносного горизонта последующими при участии карбонатных горизонтов и мощности перекрывающих доорогенных образований не менее 3500-4000 м.

- Значительный отрыв по возрасту формирования рудоносных толщ от первых этапов тектоно-магматической активизации, метаморфизма и регенерации «первичного» оруденения (он составляет 350-450 млн. лет в Енисейском кряже и 400550 млн. лет в Бодайбинском рудном районе). Близкий диапазон возрастов характерен только для архея (Сафонов и др., 2004).

Наконец, последняя закономерность формирования оруденения в регионе -высокая степень концентрации в пределах единых региональных структур крупных рудных объектов, что так же характерно для минерагении раннего докембрия.

Перечисленные особенности структур обрамлення Сибирской платформы рифея и фанерозоя характерны для фанерозойских геосинклиналей Центрально-Азиатского складчатого пояса (Хуан-Цзи-Цян,1961; Зоненшайн, 1972) и современных геосинклинальных зон - активных зон перехода от континента к океану восточноазиатского типа (Меланхолина, 1998) или зон активных транзиталей (Красный, 2003). Особенности формирования благородномегалльного оруденения в пределах золоторудного пояса Сибири в рифее и фанерозое имеет много общих черт как с раннедокембрийскими, так и с фанерозойскими эпохами рудообразования. Очевидно, это является характерной чертой благороднометалльного рудообразования для позднего докембрия активных переходных зон восточноазиатского типа.

ВЫВОДЫ И РЕКОМЕНДАЦИИ

Приведен материал, показывающий возможность принципиально новой генетической трактовки структур обрамления как производных окраинноконтинентальных морских бассейнов активных переходных зон восточноазиатского типа, основываясь на сопоставлении их с современными структурами АЗП. Выявленные общие черты их развития ставят вопрос о более широком существовании таких зон в геологическом прошлом в окраинах Сибирского кратона не только в позднем докембрии и палеозое, но и в раннем протерозое. Предложенный вариант снимает многие противоречия в интерпретации тектоники юга Восточной Сибири и других регионов развития мозаичных структур, входящих в состав Центрально-Азиатского складчатого пояса с крайних мобилистских позиций. Предположение о наличии мантийного плюма объясняет консерватизм по месту проявления основных эндогенных процессов.

Новый подход к интерпретации особенностей тектонического развития региона дает определенный ключ к более четкому пониманию условий формирования крупных и сверхкрупных месторождений благородных металлов. В отличие от существующих схем доказывается не просто приуроченность больших рудных скоплений к шельфам пассивных окраин континентов, осложненных рифтом, а к надрифтовым эпикратонным прогибам палеошельфов активных окраинно-континентальных бассейнов рифтингового типа, возникших над клинораздвиговыми мегаблоками, то есть приуроченных к зонам земной коры с высокой эндогенной активностью.

Впервые на основе обширного геолого-геофизического материала можно считать доказанным существование полицикличного Олокит-Бодайбино-Вилюйского рифта, определяющего эндогенную металлогению Байкало-Патомского нагорья. Существенно уточнены этапы его развития, время проявления эндогенных процессов, приведших к формированию уникальных поликомпонентных золото-платинометалльных месторождений в углеродистых формациях. Впервые определены критерии формирования этих месторождений.

Выявлена существенная роль состава и мощности фундамента в формировании рудоносных бассейнов, что может быть использовано при минерагеническом районировании и является критерием прогнозной надежности перспективных территорий. Предложено введение в пользование для юга Восточной Сибири термина «рудоносный бассейн», как структуры более точно отражающей условия формирования «первичного» оруденения на определенных стратиграфических уровнях.

Установление, что рудоносные толщи с «первичным» оруденением в бассейнах фактически образуют только один уровень (в рассмотренных примерах). Это ставит вопрос о существовании оптимальных условий для формирования таких уровней. Они являются производной от нескольких функций: мощности подстилающих и перекрывающих толщ и их состава, наличия литологического экрана (геохимического барьера) непосредственно над рудоносным горизонтом, синхронной гидротермальной деятельности и флюидопотока, продолжительности формирования («вызревания») захороненного рудного горизонта до первого термального орогенного процесса с метасоматозом и внедрением базитов и гранитоидов повышенной основности, оптимальной мощности осадков от кровли интрузива до рудного горизонта. В рассмотренных случаях мощности подстилающих и перекрывающих толщ примерно одинаковы (3-3,5 км), а расстояние до интрузива не менее 2-3 км. Эти параметры могут быть взяты за основу при прогнозировании на уровне рудных районов и рудных узлов.

Ориентируясь на конкретные рудоносные горизонты с сидерофильной геохимической специализацией, можно существенно оптимизировать прогнозируемые площади. В участках предполагаемого развития таких горизотов на глубине наличие золото-кварцевых жильных типов в верхнем уровне, при соблюдении указанных параметров, очевидно, может служить указанием на вероятность обнаружения невскрытых золото-сульфидных объектов.

Для эвгеосинклинальных (рифтинговых) зон характерны также крупные объекты в ранге месторождений для золото-сульфидного и золото-сульфидно-кварцевого типов (Зун-Холба) или в ранге рудных узлов для жильного золото-кварцевого (Кедровско-Ирокиндинский). Для золото-сульфидных также характерна приуроченность к определенным рудоносным уровням с андезит-базальтовым вулканизмом, но главным образом, к динамосланцам по этим породам, гидротермально - и метасоматически переработанным. Они, как правило, содержат золото от 1 до 0.1 г/т и по этой причине не изучались. При регенерации под воздействием каледонских и герцинских гранитоидов содержания возрастают на порядок. С учетом современных технологий обогащения эти слабо золотоносные породы, имеющие большое распространение, могут рассматриваться как потенциальный резерв болыиеобъемных месторождений в эвгеосинклинальных зонах.

Сделан важный вывод о связи главных этапов формирования крупных и сверхкрупных месторождений в южном обрамлении Сибирской платформы с двумя этапами ТМА: позднерифеейским (850 -700 Ма) для Енисейского кряжа и каледонским (420 -430 Ма) с регенерацией в герцинский этап (320-270 Ма) в Саяно-Байкальской горной области.

Список основных публикаций по теме диссертации:

Лобанов М.П., Митрофанов Г.Л., Охотников И.А., Тюрин Я.И. Структурно-формационные комплексы зон глубинных разломов и зон смятия (Байкальская горная область) // Тектоника Забайкалья (Материалы X сессии Научн. Совета по тектонике Сибири и Д. Востока) Улан-Удэ, 1973. С.132-134.

Арсентьев В.П., Баранов В.А., Коткин В.В., Митрофанов Г.Л., Синчук Ю.А., Хренов П.М., Шафеев А.А. Проблема золотоносности углеродисто-терригенных пород докембрия и раннего палеозоя Саяно-Байкальской складчатой области // Геология и геофизика, 1975, №6. С. 3-11.

Докембрий континентов. Складчатые области и молодые платформы Европы и Азии. (Саяно-Байкальский складчатый пояс) Арсентьев В.П., Митрофанов Г.Л., Мордовская Т.В. Новосибирск, Наука, 1978.305 с.

Митрофанов Г.Л. Поздний докембрий и ранний палеозой центральной части Байкальской горной области // Автореферат кандид. дисс. Иркутск, 1978. 22 с.

Митрофанов Г.Л. Эволюция тектонических структур и этапы становления континентальной земной коры в Северо-западном Забайкалье // Тектоника и металлогения Восточной Сибири. Иркутск, 1978. С.38-57.

Митрофанов Г.Л., Митрофанова Н.Н. Рифейская вулкано - плутоническая ассоциация Южно-Муйского хребта и ее значение в пространственном распределении эндогенной минерализации // Особенности геологического развития и полезные ископаемые территории, прилегающей к трассе БАМ. Л., 1979. С.49-59.

Митрофанов Г.Л., Левицкий В.В., Миторофанова Н.Н. О связи магматизма и эндогенной металлогении с блоковым строением фундамента в Котеро-Уколкитском и Муйском районах Западного сектора БАМ // Магматизм и метаморфизм зоны БАМ и роль их в формировании полезных ископаемых. Новосибирск, Наука, 1979. С. 73-80.

Митрофанов Г.Л., Митрофанова Н.Н. Новая зона развития офиолитовой ассоциации пород на Витимском плоскогорье и ее значение в тектонике и металлогении // Магматизм и метаморфизм зоны БАМ и их роль в формировании полезных ископаемых. М., Наука, 1983. С. 60-63.

Тектонические комплексы Сибири и их латеральные ряды (Байкальский мегакомплекс Восточной Сибири и Алтае-Саянской области) Абрамов А.В., Арсентьев В.П., Башарин А.К., Богнибова Р.Т., Гусев Г.С., Коробейников В.П., Митрофанов Г.Л., Сурков B.C., Третьяков Ф.Ф., Щеглов А.П. Новосибирск, ИГиГ СО АН СССР, 1980. 126 с .

Митрофанов Г.Л., Митрофанова Н.Н. Рифейская вулкано - плутоническая ассоциация Южно-Муйского хребта и ее металлогения /7 Геология и геофизика, 1980, №1. С. 53-61.

Митрофанов Г.Л. Байкальский мегакомплекс внутренних зон Байкальской горной области // Тектоника Байкальского (рифейского) мегакомплекса Сибири. Новосибирск, ИГиГ СО АН СССР, 1980. С. 73-87.

Попивняк И.В., Намолов Е.А., Митрофанов Г.Л., Орхименко В.Г., БхивановВ.А. О дискретном характере золоторудного процесса (на примере одного из рудных районов Западного Забайкалья) II Минералогический сборник Львовского Университета им. Ив. Франко. Львов, 1981. №34, вып.2. С. 51-62.

Абрамович ГЛ., Булдыгеров В.В., Митрофанов Г.Л., Горелов А.А., Срывцев Н.А., Яблоновский Б.В. Проблемы возраста докембрийского магматизма Саяно -Байкальской складчатой области // Проблемы возраста геологических образований юга Вост. Сибири и пути ее решения с целью создания легенд к государственным геологическим картам. Иркутск, 1980. С. 24-30.

Митрофанов Г.Л. Сравнительная характеристика докембрийских троговых структур Западного Забайкалья // Докембрийские троговые структуры Байкало-Амурского региона и их металлогения. Новосибирск, 1983. С. 81-84.

Митрофанов Г.Л., Никольский Ф.В., Хренов П.М., Таскин А.П. Верхнедокембрийские складчатые пояса юга Восточной Сибири // Геология докембрия, 27-й МГК, Секция С.05 Доклады, т.5, М., Наука, 1984. С. 119-125.

Грудинин М.И., Митрофанов Г.Л., Меньшагин Ю.В. Зеленокаменные и офиолитовые пояса в Саяно-Байкапьской горной области II Геология и полезные ископаемые юга Вост. Сибири. Иркутск, 1984. С. 15-18.

Никольский Ф.В., Митрофанов Г.Л., Файзулина З.Х. О возрасте багдаринской свиты И Геология и геофизика, 1984, №9. С. 104-112.

Фапькин Е.М., Фомин И.Н., Митрофанов Г.Л., Черидниченко В.П. Ранний докембрий Забайкалья // Тектоника Сибири, т. ХП (тектоника активизированных областей). Новосибирск, Наука, 1985. С.63-71.

Артамонова Н.А., Митрофанов Г.Л., Митрофанова Н.Н., Булдыгеров В.В. и др. Этапы протерозоя (Гл. История геологического развития региона, и формирование полезных ископаемых) // Геологическое строение СССР и закономерности размещения полезных ископаемых, т.УП «Алтае - Саянский и Забайкало-Верхнеамурский регионы». Под ред. В.А. Амантова, В.А. Кузнецова, П.С. Матросова. Л., Недра, 1986. С. 46-71.

Дольник Т.А., Митрофанов Г.Л., Таскин А.П., Стецюк М.И. Схема стратиграфии отложений верхнего докембрия складчатого обрамления юга Восточной Сибири // Стратиграфическое и палеонтологическое обоснование легенд для геологического • картирования в м-бе 1:50000 в Восточной Сибири. Иркутск, 1987. С. 93-99.

Тектоника юга Восточной Сибири (Объяснительная записка к тектонической карте юга Восточной Сибири м-ба 1:1500000, ред. Г.Л. Митрофанов) Таскин А.П., Митрофанов Г.Л., Никольский Ф.В., Мордовская Т. В. Иркутск, 1987.103 с.

Митрофанов Г.Л., Мордовская Т.В., Никольский Ф.В., Таскин А.П., Хренов П.М. Новые представления о структуре земной коры и верхней мантии юга Восточной Сибири II Геология и перспективы рудоносности фундамента древних платформ. Л., Наука, 1989. С. 255-265.

Геологическая история территории СССР и тектоника плит (ред. Л.П. Зоненшайн) (Тектоника и геодинамика Восточной Сибири) М., Митрофанов Г.Л., Синцов А.В., Таскии А.П. М.,Наука, 1989. 191 с .

Митрофанов Г.Л., Мордовская Т.В., Никольский Ф.В., Таскин А.П. Линзы скучивания под Енисейским кряжем и Патомским нагорьем //Докл. АН СССР, 1989. Т.305, №3. С. 673-677.

Митрофанов Г.Л., Синцов А.В., Еникеев Г.К., Таскин А.П. Геодинамика позднего докембрия и раннего палеозоя юга Восточной Сибири // Геодинамика, структура и металлогения складчатых сооружений юга Сибири. Новосибирск, 1991. С.62-63

Bulgatov A.N., Taskin А.Р., Mitrofanov G.L. The role of horizontal movtments in the structure formation of transitional zone: from Siberian platform Sayan-Baical foldbelt // Report №4 of the IYCP Project 283: Fourth international Symposium on geodynamic evolution ofPaleoasian ocean. Novosibirsk, 1993 . P.36-38

Митрофанов Г.Л., Таскин А.П. Структурные соотношения Сибирской платформы со складчатым окружением //Геотектоника, 1994, №1. С.3-15

Митрофанов Г.Л., Коробейников Н.К., Семейкина U.K., Немеров В.К. Плагиноносность позднедокембрийских углеродистых формаций Байкало-Патомского нагорья // Платина России. Проблема развития материально-сырьевой базы платиновых металлов. М., АО «Геоинформмарк», 1994. Комитет РФ по геологии и использованию недр. С. 150-154.

Митрофанов Г.Л., Коробейников Н.К., Семейкина Л.К., Немеров В.К. Районирование Восточной Сибири по ожидаемым генетическим типам месторождений платиноидов в черносланцевых толщах // Платина России. Проблемы развития минерально-сырьевой базы платиновых металлов (Мат-лы. 3-го заседания научно-методического совета по программе «Платина России»), Сб. науч. Трудов. Т.2.,кн. 2. М., Геоинформмарк, 1995, Комитет РФ по геологии и использованию недр. С. 115-120.

Дистлер В.В., Митрофанов Г.Л., Семейкина Л.К., Немеров В.К., Коваленкер

B.А., Мохов А.В., Юдовская М.А. Формы нахождения металлов платиновой группы и их генезис в золоторудном месторождении Сухой Лог (Россия) // Геология рудных месторождений, 1996, т.38, №6. С.467-484.

Лаверов Н.П., Дистлер В.В., Митрофанов Г.Л., Семейкина Л.К., Немеров В.К., Коваленкер В.А., Мохов А.В., Юдовская М.А. Платина и другие самородные металлы в рудах месторождения Сухой Лог // Доклады Академии наук, 1997, том 355, №5.

C.66

Митрофанов Г.Л., Дистлер В.В., Семейкина JI.К., Немеров В.К., Юдовская М.А., Плагиноносность стратиформных золоторудных месторождений рифейской окраины Сибирского континента // Материалы 2-го Всероссийского совещания. Металлогения, нефтегазоносность и геодинамика Северо-Азиатского кратона и орогенных поясов его обрамления. Иркутск, 25-28 августа 1998. С. 315-316.

Distler V.V., Mitrofanov G.L., Nemerov V.K., Kovalenker V.A., Mokhov A.B., Semeikina L.K., Yudovskaja M.A. PYE Mineralization at the Sukhoi Log Gold deposit, Eastern Siberia, Russia // 8™ International Platinum Simposium series SI8. Abstracts. Iochanesburg, 1998 . P. 189-192.

Кузьмин M.M., Митрофанов Г.Л., Зорина Л.Д., Спиридонов A.M., Амузинский В.А., Борисенко А.С., Поляков Г.В., Сотников В.И. Основные типы золоторудных месторождений Сибири (состав, генезис, проблемы освоения) // «Цветные металлы». М., Руда и металлы, №8,2000. С. 4-9.

Митрофанова Н.Н., Митрофанов Г.Л. Принципы и проблемы картирования магматических образований позднего докембрия и палеозоя в Западном Забайкалье.//

Петрография на рубеже XXI века, итоги и перспективы. Материалы Второго Всероссийского совещания. Т.1, КомиНЦ УрО РАН, Сыктывкар, 2000. С.283-284.

Митрофанов Г.Л. Геологическое развитие Байкальского сегмента северной окраины Урало-Монгольского складчатого пояса в позднем докембрии и палеозое.// Геологическая служба и минерально-сырьевая база России на пороге XXI века. Матер. Всеросс. Съезда геологов. Кн. 1. С.-П., 2000. С.165-166.

Митрофанов Г.Л., Немеров В.К., Семейкина Л.К. Комплексное платино-золотополиметалльное оруденение в черносланцевых формациях и перспективы его выявления в Восточной Сибири // Геологическая служба и минерально-сырьевая база России на пороге XXI века (Матер. Всеросс. Съезда геологов. Кн. 2) С.-П., 2000.

Митрофанов Г.Л., Абрамович Г.Я., Таскин А.П. Южная окраина СевероАзиатского палеоконтинента в раннем докембрии // Суперкоктиненты в геологическом развитии докембрия (Материалы совещания). Иркутск, ИЗК СО РАН, 2001. С. 8-11.

Митрофанов Г.Л., Митрофанова Н.Н. Геодинамические режимы и этапы формирования континентальной земной коры в Западном Забайкалье // Суперконтиненты в геологическом развитии докембрия (Материалы совещания). Иркутск, ИЗК СО РАН, 2001. С. 160-162.

Mitrofanov G.L. Geodinamics of Siberian mainland's southern framing in Pre-Cambrion and Phanerozoic by the position of aktualism metallogenic effects //Proceedings for the 5th International Symposium of geological and mineragenic correlation in contiguous regions of China, Russia and Mongolia. Changchun, China, 2003. P.75-77.

Distler V.V., Mitrofanov G.L., Yudovskaja M.A., Prokofev V.Y., Lishnevskii E.N. Geology, composition and genesis of the Sukhoy Log noble metals deposit, Russia // Ore Geology Reviews 24 (2004). P. 7-44

Distler V.V., Mitrofanov G.L., Yudovskaja M.A., Prokofev V.Y., Lishnevskii E.N. Sukhoy Log gold-platinum deposit: a modem view on geology, setting and genesis U Metallogeny of the Pacifik Northwest: Tectonics, magmatism and metallogeny of active continental margins. Vladivostok, Dalnauka, 2004. P.14-18.

Дистлер B.B., Митрофанов Г.Л., Юдовская M.A. Поликомпонентные месторождения благородных металлов и актуальные проблемы их освоения // Современные методы оценки технологических свойств труднообогатимого и нетрадиционного минерального сырья благородных металлов и алмазов и прогрессивные технологии их переработки (Матер. Международногосовещания). Иркутск, 2004. С. 9-10.

Немеров В.К., Семейкина Л.К., Митрофанов Г.Л. Рудные концентрации платиноидов на ранних стадиях постседиментационных преобразований углеродистых отложений и перспективы их выявления в Восточной Сибири // Платина России.-T.Vl. М., ООО «Геоинформмарк», 2005. С.40-50.

Митрофанов Г.Л., Немеров В.К., Семейкина Л.К. Критерии прогнозирования комплексного платино-полиметалльного оруденения в углеродистых осадочных формациях // Платина России. Т.VI. М., ООО «Геоинформмарк», 2005. С. 50-61.

Немеров В.К., Митрофанов Г.Л., Семейкина Л.К. Флюидодинамическая (рудно-углеводородная) модель формирования болынеобъемных платино-золоторудных месторождений Сухоложского типа // Платина России. T.V1. М.: ООО «Геоинформмарк», 2005. С. 61-69.

Карты и объяснительные записки

Коллектив авторов. Геологическая карта региона Байкало-Амурской магистрали масштаба 1:1500000 (под ред. Л.И. Красного). Ленинград, ВСЕГЕИ, 1978.

Коллектив авторов. Геологическая карта юга Восточной Сибири и северной части МНР м-ба 1:1500000 (под ред. академика А.Л. Яншина). Ленинград, 1980.

Митрофанов Г.Л. и др. Тектоническая карта Восточной Сибири м - ба 1:1500000(ред. Г.Л. Митрофанов). Иркутск, 1984.

Коллектив авторов. Геологическая карта Прибайкалья м-ба 1:1000000 (под ред. П.М. Хренова). Материалы XVI1 МПС. Свердловск, 1984.

Коллектив авторов. Карта магматических формаций юга Восточной Сибири м-ба 1:1500000 (редакторы Г.Я. Абрамович, Г.Л. Митрофанов, Г.В. Поляков, П.М. Хренов). Иркутск, 1988.

Коллектив авторов/Геодинамическая карта СССР масштаба 1:2500000(редактор Н.В.Межеловский). М.,1990.

Коллектив авторов. Карта платиноносности России. Масштаб 1:5000000 (член редколлегии). М., 1997.

Государственная геологическая карта Российской федерации масштаба 1:200000.Серия Муйская. Лист 0-50-ХХУ (редактор Г.Л.Митрофанов). С.-П.,2004.

Государственная геологическая карта Российской федерации масштаба 1:200000.Серия Муйская. Лист 0-50-ХХУ. Объяснительная записка (Редактор Г.Л.Митрофанов). С.-П.,2004.212 с.

Государственная геологическая карта Российской федерации масштаба 1:200000.Серия Муйская. Лист 0-50-ХХХ1.(редактор Г.Л.Митрофанов) - в печати.

Государственная геологическая карта Российской федерации масштаба 1:200000.Серия Муйская. Лист 0-50-ХХХ1 .Объяснительная записка (Редактор Г.Л.Митрофанов). С.-П.,. 212 с. - в печати

Государственная геологическая карта Российской федерации масштаба 1:200000.Серия Муйская. Лист 0-50-ХХХ11.(редактор Г.Л.Митрофанов) -в печати.

Государственная геологическая карта Российской федерации масштаба 1:200000.Серия Муйская. Лист 0-50-ХХХ11.Объяснительная записка (Редактор Г.Л.Митрофанов). С.-П.,. 212 с . - в печати

Государственная геологическая карта Российской федерации масштаба 1:200000.Серия Муйская. Лист N-50-11 .(редактор Г Л.Митрофанов). С.-П.-в печати.

Государственная геологическая карта Российской федерации масштаба 1:200000.Серия Муйская. Лист N-50-11.Объяснительная записка (Редактор Г.Л.Митрофанов). С.-П.,. 212 с. - в печати

Государственная геологическая карта Российской федерации масштаба 1:200000.Серия Удоканская. Лист 0-50-ХХХУ1.(редактор Г.Л.Митрофанов). С.-П.-в печати.

Государственная геологическая карта Российской федерации масштаба 1:200000.Серия Удоканская. Лист 0-50-ХХХУ1.Объяснительная записка (Редактор Г.Л.Митрофанов). С.-П.,. 212 с. - в печати

Государственная геологическая карта Российской федерации масштаба 1:200000.Серия Удоканская. Лист 0-50-ХХХУ. (редактор Г.Л.Митрофанов). С.-П.-в печати.

Государственная геологическая карта Российской' федерации масштаба 1:200000.Серия Удоканская. Лист 0-50-ХХХУ. Объяснительная записка (Редактор Г.Л.Митрофанов). С.-П.,. 212 с . - в печати