Теги: прикладная геология и геофизика   геологические методы поисков и разведки   интерпретация результатов   геодезия   топографо-геодезические работы   аэрокосмическая съемка и фотограмметрия   дистанционное зондирование   картография  

Похожие

Магматические горные породы. Ультраосновные породы

Геология и генезис месторождений платиновых металлов

Геология

Теория развития Земли: происхождение, эволюция и трагическое будущее

Текст 
                    МИНИСТЕРСТВО ПРИРОДНЫХ РЕСУРСОВ
РОССИЙСКОЙ ФЕДЕРАЦИИ (МПР РФ)
ИНСТИТУТ МИНЕРАЛОГИИ, ГЕОХИМИИ
И КРИСТАЛЛОХИМИИ РЕДКИХ ЭЛЕМЕНТОВ (ИМГРЭ)
МЕЖРЕГИОНАЛЬНЫЙ ЦЕНТР
ПО ГЕОЛОГИЧЕСКОЙ КАРТОГРАФИИ (ГЕОКАРТ)
РОССИЙСКОЕ ГЕОЛОГИЧЕСКОЕ ОБЩЕСТВО (РОСГЕО)
К 300-летию
Горно-геологической службы
России
МЕТАЛЛОГЕНИЯ РЯДОВ
ГЕОДИНАМИЧЕСКИХ
ОБСТАНОВОК ОСТРОВНЫХ ДУГ
Москва • 1999


МИНИСТЕРСТВО ПРИРОДНЫХ РЕСУРСОВ
РОССИЙСКОЙ ФЕДЕРАЦИИ (МПР РФ)
ИНСТИТУТ МИНЕРАЛОГИИ, ГЕОХИМИИ
И КРИСТАЛЛОХИМИИ РЕДКИХ ЭЛЕМЕНТОВ (ИМГРЭ)
МЕЖРЕГИОНАЛЬНЫЙ ЦЕНТР
ПО ГЕОЛОГИЧЕСКОЙ КАРТОГРАФИИ (ГЕОКАРТ)
РОССИЙСКОЕ ГЕОЛОГИЧЕСКОЕ ОБЩЕСТВО (РОСГЕО)
К 300-летию
Горно-геологической службы
России
МЕТАЛЛОГЕНИЯ РЯДОВ
ГЕОДИНАМИЧЕСКИХ
ОБСТАНОВОК ОСТРОВНЫХ ДУГ
Москва • 1999


УДК 550.8:5281551.24
Металлогении рядов геодинамических обета ново к островных дуг. М., 1999
436 с. (МНР РФ, ИМГРЭ, Геокарт, РосГео).
Рассмотрены теоретические и прикладные аспекты геологического строения и ру-
доносности магматических комплексов островных дуг в современных эталонных со-
оружениях и в структурно-вещественных комплексах геологического прошлого. Осо-
бенно подробно охарактеризованы металлогенические особенности палеоостровных
структур Уральской области, в том числе и ее уникальных ультрабазитовых хромито-
носпых и платиноносных поясов.
Для специалистов в области региональной металлогении, студентов вузов.
Ил. 99, табл. 34, список лит. 439 назв.
Серия методических руководств по металлогеническому анализу
на геодинамической основе при геологическом картировании
Главный редактор серии Н. В. Межеловский
Зам. главного редактора А. Ф. Морозов
Редакционная коллегия выпуска
Н. В. Межеловский (научный редактор), Г. С. Гусев (отв. редактор),
И. И. Абрамович, А. В. Гущин, А. Ф. Карпузов, А. С. Кнреев, М. В. Минц,
Д. И. Мусатов, А. Ф. Морозов, Д. В. Рундквист, Е. И. Филатов
Авторы
Е. П. Ширай, Е. И. Филатов, Г С. Гусев, А. В. Гущин, В. В. Зайков,
В. В. Масленников, Н. В. Межеловский, Б. В. Перевозчиков
, 1804030000 - 003
м
9Р8(03)-1999
© Министерство природных ресурсов Российской
Федерации (МПР РФ), 1999
© Институт минералогии, геохимии и кристалло-
химии редких элементов (ИМГРЭ), 1999
© Межрегиональный центр по геологической
картографии (Геокарт), 1999
© Коллектив авторов


ПРЕДИСЛОВИЕ
В книге рассмотрены основы металлогении вулканических и не-
вулканических островодужных сооружений. Вулканические островные
дуги являются наземно-подводными вулканическими постройками. В
их тылу располагаются глубоководные, с корой океанического типа,
задуговые бассейны, являющиеся самостоятельными тектоническими
единицами, отделяющими островные дуги от континентальных облас-
тей или от другого островодужного ансамбля. Со стороны океана пе-
ред фронтом вулканической островной дуги локализованы преддуго-
вые прогибы, террасы и поднятия. Последние часто рассматриваются в
качестве невулканических островных дуг, внешняя граница которых
представляет собой глубоководный желоб — морфоструктурное вы-
ражение верхней плоскости зоны субдукции — пододвигания или,
точнее, вдвигания океанической литосферы в литосферу и астеносфе-
ру в области перехода от континента к океану.
В серии методических руководств по геодинамическому анализу
[Изучение офиолитовых..., 1994; Геологическое картирование..., 1994;
Основы металлогенического..., 1995; Основы геодинамического...,
1997], а также во многих других публикациях [Богатиков, Цветков,
1988; Зоненшайн, Кузьмин, 1993; Лутц, 1980; Митчелл, Гарсон, 1984;
Фролова, Бурикова..., 1997 и т. д.] утверждается, что островодужные
магмы характеризуются высокой насыщенностью летучими компонен-
тами, и в первую очередь водой. Сейчас практически все исследовате-
ли связывают высокую водонасыщенность островодужных магм с суб-
дукционным процессом: погружением в зоны магмообразования водо-
насыщенных океанических осадков и гидратированной океанической
коры. Это обстоятельство имеет фундаментальное значение для обра-
зования непрерывных дифференцированных серий магматических по-
род и, как особо подчеркнуто в настоящем методическом руководстве,
определяет самый полный спектр гидротермальных механизмов фор-
мирования месторождений полезных ископаемых островных дуг: пор-
фирового, жильного гидротермального, скарнового и, наконец, гидро-
термально-осадочного. Именно это обстоятельство определило высо-
кий промышленный потенциал островодужных структурно-вещест-
венных комплексов, несмотря на слабо или совсем не выраженную их
з


геохимическую специализацию [Геохимическая и металлогениче-
ская..., 1999].
В настоящем методическом руководстве подробно охарактеризова-
ны структурные и динамические обстоятельства формирования струк-
турно-вещественных комплексов островных дуг. Главная, на первый
взгляд, неожиданная особенность, отмеченная ранее Л. П. Зоненшай-
ном и М. И. Кузьминым (1993), состоит в том, что структурные пара-
генезы островных дуг представлены ансамблями горстов и грабенов,
формировавшихся в условиях горизонтального тектонического растя-
жения. В юных островных дугах горсты и грабены примерно равнове-
ликие и относительно некрупные — шириной 10-15 км и амплитудой
1-2 км, в зрелых островных дугах эти структуры в 2-3 крупнее (ши-
рина грабенов 15-20, а горстов 30-50 км). В пособии рассматривается
модель, связывающая начальную стадию островодужного рифтогенеза
с механическим взаимодействием пластичной астеносферы и субдуци-
руемой в нее жесткой литосферы. Штамп жесткой литосферы выдав-
ливает пластическое вещество астеносферы в ближайшее пространст-
во с образованием астеносферного вздутия и расположенного над ним
свода в океанической коре. Свод под воздействием астеносферного
вздутия растрескивается и в океанической коре, как и при континен-
тальном рифтогенезе, образуются ансамбли горстов и грабенов; магма-
тические расплавы астеносферного вздутия, дополненные магматиче-
скими расплавами и флюидами из гидратированной субдуцируемой
океанической литосферы и мантийного клина, по трещинам растяже-
ния изливаются на поверхность свода океанической коры, формируя
вулканические сооружения островной дуги.
На примере юных Идзу-Бонинской и Марианской островных дуг
показано, что магматические образования начального островодужного
рифтогенеза представлены низкотитанистыми породами бонинитовой
и низкокалиевой андезито-базальтовой ассоциаций. Магматизм зрелых
островных дуг, как это следует из состава эталонной современной
Японской и позднеюрской Уяндино-Ясачненской дуги, характеризует-
ся развитием высокотитанистых умереннокалиевых базальтов, весьма
сходных по содержаниям этих элементов с базальтами континенталь-
ных рифтов, но отличающихся высокой глиноземистостью и низкими
содержаниями железа.
В методическом руководстве в значительной мере обновлены дан-
ные по среднему составу магматических пород эталонных островных
дуг, в первую очередь по бонинитовой и ультрамафит-мафитовой ассо-
циациям, обобщены или учтены материалы последних лет по геохи-
мии микроэлементов, изотопным и экспериментальным петрологиче-
ским и технологическим исследованиям.
4


Металлогения островных дуг рассмотрена с позиций формацион-
ного анализа и современных актуалистических подходов, базирую-
щихся, в частности, на аналогиях с такими недавно установленными и
изученными явлениями, как активно формирующиеся водонасыщен-
ные серпентинитовые подводные горы, рудные холмы и горячие
флюиды черных курильщиков океанического дна, тектонически рас-
слоенные аккреционные призмы.
На основе сравнения хромитоносных перидотитов Урала с ультра-
базитами аккреционной призмы Бонинской островной дуги, а также
Средиземноморского пояса (острова Кипр и Малого Кавказа) показа-
но, что те и другие принадлежат к дунит-гарцбургитовой ассоциации и
имеют сходные геологические и геохимические характеристики. На
этом основании предполагается, что и хромитоносная дунит-гарц-
бургитовая ассоциация Урала по своему происхождению является ост-
роводужной и на нее может быть распространена модель формирова-
ния ультрабазитов Идзу-Бонинско-Марианской аккреционной призмы.
По этой модели породы островодужной дунит-гарцбургитовой ассо-
циации представляют собой деплетированные реститы, обогащенные
Rb, Sr, Zr, Nb, Sm, Eu вслед за событием плавления, породившим бо-
ниниты [Parkinson et al., 1992; Базылев и др., 1993; Соболев и др.,
1993; Злобин, Закариадзе, 1993]. Именно это обстоятельство послужи-
ло основанием для включения в обзор островодужной металлогении
самостоятельной главы, посвященной хромитоносности альпинотип-
ных гипербазитов Урала. Идзу-Бонин-Марианская кайнозойская и
Уральская палеозойская островодужные системы охарактеризованы
как объекты сопряженного проявления двух важнейших в металлоге-
ническом отношении ассоциаций хромитоносной ультрамафитовой
(гипербазитовой) и колчеданоносной бонинит-толеит-риолитовой. По-
казана тесная генетическая и пространственная сопряженность этих
ассоциаций, подчеркивается реститовый характер островодужных
ультрамафитов и хромитовых руд как первопричина их формирования
в результате выплавления из океанических ультраосновных субстратов
толеитовых и бонинитовых магм. Кроме того, с актуалистических по-
зиций детально охарактеризована минералого-геохимическая специа-
лизация палеогидротермальных полей Южного Урала, представлена
новая модель их формирования и вытекающие из нее литолого-
стратиграфические, литолого-фациальные и литолого-геохимические
критерии локального прогнозирования колчеданных месторождений.
Основной объем данной публикации отведен металлогении юных
островных дуг. Это сделано не случайно, поскольку на территории
России из выделенных 47 островных дуг к юным относятся 28. В
Уральской, Алтае-Саянской и Корякско-Камчатской областях струк-
5


турно-вещественные комплексы юных островных дуг определяют их
главные геологические и металлогенические особенности. Из содер-
жания работы видно, что сооружения юных островных дуг, по сравне-
нию с развитыми и зрелыми, характеризуются самым широким спек-
тром рудных формаций и широким развитием крупных и уникальных
месторождений полезных ископаемых.
Г С. Гусев, Н В. Межеловский


ВВЕДЕНИЕ
С позиций геодинамического анализа, базирующегося на теорети-
ческих положениях тектоники литосферных плит, металлогения ост-
роводужных сооружений коротко рассмотрена в работах А. А. Ковале-
ва (1978, 1985), А. Митчелла, М. Гарсона (1984), Ф. Соукинса [Saw-
kins, 1984], а также в коллективных монографиях [Магматические...,
1987; Методика геодинамического..., 1991; Основы металлогеническо-
го..., 1995].
Специальные монографии по металлогении островных дуг нам не
известны. Однако десять лет назад в ЦНИГРИ была опубликована
весьма полезная работа, посвященная металлогении золота в совре-
менных островодужных сооружениях западного обрамления Тихого
океана, а также в Зондской островной дуге восточной периферии Ин-
дийского океана [Щепотьев и др., 1989]. В этой работе металлогения
золота островных дуг раскрыта наиболее обстоятельно. Особую цен-
ность имеют конкретные характеристики геологических особенностей,
эмпирических закономерностей размещения и геолого-генетических
условий образования золоторудных и золото-серебряных месторожде-
ний. Освещены также и золотосодержащие месторождения медно-
порфировой, колчеданно-полиметаллической, жильной полиметалли-
ческой, скарновых медной и полиметаллической, медноколчеданной
формаций.
В монографиях А. А. Ковалева, А. Митчелла и М. Гарсона метал-
логения островных дуг освещена на основе типизации месторождений
по механизмам их формирования с указанием положения в структур-
ных зонах и локализации в структурно-вещественных комплексах с
обсуждением возможных источников рудного вещества. Однако оцен-
ку потенциальной рудоносности рекомендуется давать не с позиций
геодинамического анализа, а на основе метода геологической анало-
гии. В полноценной металлогенической монографии Ю. М. Щепотьева
с соавторами модельные подходы к металлогении островных дуг тоже
практически не используются и в основном также рассматриваются
эмпирические аспекты геологических аналогий.
7


Основная цель настоящего методического руководства, как и дру-
гих руководств металлогенического выпуска, в отличие от стандартно-
го описания металлогении того или иного структурно-вещественного
комплекса, состоит в раскрытии тех особенностей металлогении, со-
держание которых составляет основной стержень технологической це-
почки прогнозирования месторождений полезных ископаемых на гео-
динамической основе [Методика геодинамического..., 1991; Основы
металлогенического..., 1995]. Применительно к металлогении остров-
ных дуг последовательная цепочка методических приемов прогноза
полезных ископаемых на геодинамической основе должна включать:
1) разработку геодинамической модели исследуемого региона с выяв-
лением в его пределах типа палеоостровной дуги и развитых в ней
геологических и рудных формаций; 2) региональный металлогениче-
ский прогноз методом актуалистической аналогии; 3) анализ струк-
турных, литолого-петрографических, физических свойств и геохими-
ческой специализации горных пород, геохимических и геофизических
критериев прогноза, палеогеодинамические реконструкции на доруд-
ные, синрудные и пострудные эпохи, моделирование палеогеодинами-
ческих рудообразующих и рудолокализующих процессов; 4) разработ-
ку моделей формирования и размещения месторождений полезных
ископаемых, включающих в себя глубинность и тип процесса, порож-
дающего рудообразование, источник рудного вещества, источник и
состав рудообразующего раствора, источник энергии рудообразующе-
го процесса, термодинамическую обстановку, среду и механизм рудо-
отложения.
Эти методические подходы в разной степени реализованы в на-
стоящей книге. Однако основной стержень технологии исследования
металлогении островных дуг в этом пособии — рассмотрение методи-
ки рудно-формационного анализа и исследование связей рудных фор-
маций с ассоциациями горных пород. Это обусловлено тем, что фор-
мационный подход в металлогении в настоящее время проработан наи-
более полно и многократно апробирован. Тем более, что основные ав-
торы книги Е. П. Ширай и Е. И. Филатов являются видными специали-
стами не формально-статистического, а концептуального рудно-фор-
мационного анализа, базирующегося на плитотектонических геодина-
мических реконструкциях. Поскольку ведущая роль в металлогении
островных дуг принадлежит колчеданным гидротермально-осадочным
месторождениям, специальная (шестая) глава (авторы В. В. Масленни-
ков и В. В. Зайков) посвящена их рассмотрению с позиций фациально-
го анализа и седиментологического контроля оруденения.
Системный подход к освещению металлогении островных дуг реа-
лизован в самой структуре методического пособия: 1) общая геологи-
8


ческая и металлогеническая характеристики островодужных сооруже-
ний (гл. 1, 2, 9 — авторы Г. С. Гусев, Н. В. Межеловский); 2) подроб-
ное рассмотрение рудных формаций в связи с ассоциациями горных
пород конкретных современных и древних островных дуг (гл. 5 — ав-
тор Е. П. Ширай; 7, 8 — автор Е. И. Филатов).
Главы 3 (автор А. В. Гущин) и 4 (автор Б. В. Перевозчиков) имеют
специальное назначение. Они посвящены рассмотрению весьма неор-
динарных, свойственных только юным островным дугам, бонинитовой
и дунит-гарцбургитовой ассоциаций горных пород и месторождений
хромитовой формации в альпинотипных ультрамафитах. В гл. 3 пока-
заны генетические связи между породами бонинитовой и дунит-гарц-
бургитовой ассоциаций. Тем самым доказывается островодужная при-
рода ультрамафитов дунит-гарцбургитовой ассоциации, являющихся
предельными реститами после выплавления в мантийном клине бони-
нитовой магмы. В гл. 4 на конкретном геологическом материале дока-
зывается связь высокохромистых хромитов с дунитами предельно ис-
тощенной дунит-гарцбургитовой ассоциации.


ЧАСТЬ ПЕРВАЯ
ГЕОЛОГИЧЕСКИЕ ОСНОВЫ
МЕТАЛЛОГЕНИИ ОСТРОВНЫХ ДУГ
Глава 1
ГЕОЛОГИЧЕСКОЕ СТРОЕНИЕ СОВРЕМЕННЫХ
ОСТРОВОДУЖНЫХ СООРУЖЕНИЙ
ТИПЫ ОСТРОВНЫХ ДУГ И ИХ СТРУКТУРНАЯ
ХАРАКТЕРИСТИКА
Все островодужные сооружения в современную эпоху располага-
ются в сложной зоне перехода от континента к океану. По типу земной
коры принято различать энсиматические и энсиалические островные
дуги [Хаин, Ломизе, 1995]. К энсиматическим относятся островные
дуги, формирующиеся в современную эпоху или сформированные в
геологическом прошлом на симатической коре океанической литосфе-
ры. Энсиалические дуги имеют сиалическое континентальное основа-
ние — метаморфический, в разной степени гранитизированный фун-
дамент.
Все современные островные дуги являются парными и состоят из
сопряженных по латерали вулканической дуги и преддуговой зоны.
Последняя обычно называется невулканической дугой. Морфологиче-
ские особенности вулканической и преддуговой зон ниже демонстри-
руются на поперечных профилях через Идзу-Бонинское островодуж-
ное сооружение. На профиле однозначно усматривается главная струк-
турная особенность, которая свойственна всем типам островных дуг:
вулканическая дуга и ее преддуговая зона, за исключением узкого
прижелобного склона, представляют собой мозаику структур растяже-
ния — грабенов и горстов. Точно такое же горсто-грабеновое строение
имеет прижелобный склон океанического вала океанической лито-
сферной плиты (рис. 1.1).
ю


Рис. 1.1. Профили вкрест Идзу-Бонинского островодужного сооруже-
ния между 31 и 32.5°. По [Taylor et al., 1990] с дополнениями.
Цифры в кружках — структуры: / — океанический склон глубоководного желоба
(краевой вал океанической плиты), 2 — глубоководный желоб; 3-6 — невулканическая
дуга: 3 — аккреционная призма, 4 — подводная коническая гора, 5 — внешнее дуговое
поднятие, б — преддуговой прогиб; 7-9 — вулканическая дуга: 7 — современный вул-
канический фронт, 8 — тыловой рифт, 9 — тыловая зона; J 0 — задуговой глубоковод-
ный бассейн окраинного моря.
Невулканическая островная дуга, как правило, подводная. Она от-
деляется от океанской литосферной плиты глубоководным желобом,
являющимся геоморфологическим и структурным выражением выхода
на океанское дно плоскости зоны субдукции океанической литосферы
под островодужное сооружение. В составе невулканической островной
дуги выделяются: 1) аккреционная призма, 2) внешнее дуговое подня-
тие, 3) междуговой (преддуговой) прогиб (рис. 1.2).
Аккреционная призма располагается во фронтальной части, грани-
чит с глубоководным желобом и обнажается на прижелобном склоне
невулканической дуги. Ширина желоба редко достигает 10-20 км. Это
очень пологая структура, весьма постепенно погружающаяся в сторо-
ну аккреционной призмы и достигающая максимальной глубины в зо-
не фронтального надвига аккреционной призмы.
п


Рис. 1.2. Схематическое поперечное сечение через Марианскую вулка-
ническую дугу и преддуговой регион. По [Fryer et al., 1992].
У — осадки Тихоокеанской океанической плиты, 2 — осадки преддугового бассей-
на, 3-4 — океанические базальты: 3 — толеитовые срединно-океанических хребтов,
4 — щелочные океанических островов; 5 — субдукционные магмы, 6 — летучие ком-
поненты из субдуцируемого слэба.
Аккреционная призма представляет собой тектонический клин,
ширина которого в разных островодужных системах колеблется от
первых до 5-10 км и редко бывает шириной около 50 км [Зоненшайн,
Кузьмин, 1993]. Наибольшие размеры имеет Барбадосская аккрецион-
ная призма, ширина которой достигает 300 км [Mascle, Moore, 1990].
Аккреционные призмы сложены ансамблями наклонных, в основном
надвинутых в сторону глубоководного желоба тектонических чешуи
толщиной около 1 км. Все они разграничиваются плоскостями веер-
ных надвигов. В основании аккреционной призмы располагается по-
дошвенный надвиг (деколлемент) — главная плоскость поддвигания
(субдукции) океанической литосферы. Он локализуется в осадочном
слое океанической плиты. Детальные сейсмические исследования в
Нанкайском и Барбадосском глубоководных желобах показали, что
плоскость подошвенного надвига (деколлемента) из аккреционной
12


г:
61 3
I S S
S ed
= <D
' S
X
I *
S s
S x
3 si
О
Is,
i ^
£<5 8
<D <D
e 8 s
See w
Ю Я
1 3 о
sis
g 8 x
§ S §
2 g §
к I О
О
s I
u >
0) s ее «
В s 5 £
С
S
? 3 ^
ев -е- ё
« е- 8-1
li
III
i.
призмы примерно еще на 4-5
км прослеживается в осадоч-
ном слое океанической плиты и
под глубоководным желобом
(рис. 1.3-1.5).
Среди малых структурных
форм в зонах подошвенного и
веерных надвигов наблюдаются
тектонические брекчии мощно-
стью 20-30 м с отполирован-
ными ступенчатыми зеркалами
скольжения. С плоскостями
разрывов динамически сопря-
жены кинкзоны и мелкие
складки волочения. Во фрон-
тальной зоне выше плоскости
подошвенного надвига уста-
навливаются обратные взбросы
амплитудой 11-30 м (рис. 1.3,
1.5). В целом надвиговые
структуры аккреционной приз-
мы по кинематическим и мор-
фологическим характеристикам
соответствуют чешуйчатым ве-
ерам и дуплексам надвиговых
систем покровно-складчатых
поясов континентов. В связи с
этим необходимо констатиро-
вать одинаковые механизмы
формирования и тех, и других.
В рельефе аккреционная
призма представляет собой
приостроводужный склон, спу-
скающийся к глубоководному
желобу. Он осложнен продоль-
ными взбросо-надвиговыми ус-
тупами и поперечными эрози-
онными каньонами. Поверхно-
сти тектонических уступов на-
клонены в сторону островной
дуги и образуют асимметрич-
ные седиментационные проги-
13


Надвиги и складки
Рис. 1.4. Общие структурные особенности Барбадосской невулканиче-
ской дуги (а) и характер деформаций в Барбадосской аккреционной
призме (б) — Антильское островодужное сооружение. По [Mascle, Moore,
1990].
бы — тектонические ловушки, в которых накапливаются пелагические
осадки контуритовых течений, склоновых оползней и зерновых пото-
ков конусов выноса из эрозионных каньонов.
Другая отличительная особенность аккреционных призм состоит в
развитии в них грязевых вулканов глинистого и серпентинитового со-
става или серпентинитовых диапиров. Глинистые грязевые вулканы
известны в аккреционных призмах юных (Идзу-Бонинская, Мариан-
ская и др.), развитых (Антильская) и зрелых (Японская, Зондская) ост-
ровных дуг [Фрайер, 1992; Mascle, Moore, 1990; Pickering et al., 1993].
Серпентинитовые подводные горы известны в аккреционных призмах
Идзу-Бонинской и Марианской юных островных дуг в 50-120 км к за-
паду от оси желоба. В этих сооружениях известно не менее 100 сер-
пентинитовых подводных гор [Phipps, Ballotti, 1992].
Серпентинитовые грязевые вулканы представляют собой, как об
этом свидетельствуют результаты глубоководного бурения, наблюде-
ний с подводных аппаратов и драгирования, конические подводные го-
14


Рис. 1.5. Детальный разрез через фронтальную часть Барбадосской
аккреционной призмы (а); содержание метана, хлоридов, марганца и
температурная кривая в скв. 676 (б); детальные структурные рисунки во
фронтальной части Барбадосской аккреционной призмы (в) — Антиль-
ское островодужное сооружение. По [Mascle, Moore, 1990].
ры (симаунты) высотой до 2 и диаметром около 30 км. Они сложены
водонасыщенными серпентинитовыми глинами, которые по реологи-
ческим особенностям на порядок слабее каменной соли и по плотно-
сти и прочности вполне сопоставимы с глинистыми илами. По морфо-
логии серпентинитовые симаунты подобны щитовым вулканам, на
склонах которых наблюдаются серпентинитовые обломочные потоки,
прослеживающиеся на расстояние около 10 км и состоящие из узких
ветвящихся рукавов [Фрайер, 1992; Fryer, 1992; Phipps, Ballotti, 1992].
В целом по своим морфологическим особенностям серпентинито-
вые грязевые симаунты являются полными аналогами обычных грязе-
вых вулканов континентов (например, в районе г. Баку) и грязевых
вулканов Барбадосской и Нанкайской аккреционных призм.
Кроме грязевых серпентинитовых симаунтов в Идзу-Бонинской и
Марианской аккреционных призмах установлены горстовые блоки
серпентинизированных ультрамафитов. Они обычно перекрыты пла-
15


щом неконсолидированных серпентинитовых оползневых отложений
[Fryer, 1992].
Внешнее дуговое поднятие обычно представлено горстовидным
выступом основания островодужного сооружения. В Идзу-Бонинской
островодужной системе он сложен вулканитами бонинитовой серии,
сформированной в раннюю стадию заложения дуги. В Японской ост-
ровной дуге — это фрагмент ранее сформированной аккреционной
призмы, а в Курильской — вулканическая дуга предшествующего эта-
па развития. Ширина внешнего поднятия от 20 до 70 км.
Детальные структурные особенности внешнего дугового поднятия
Идзу-Бонинской островной дуги указывают на формирование пород в
условиях вулканической постройки центрального типа, на склонах ко-
торой в тонкослоистых и обломочных породах зафиксированы ополз-
невые и сбросовые структуры (рис. 1.6, 1.7).
Междуговой прогиб располагается между внешним дуговым под-
нятием и вулканической островной дугой. Ширина прогиба 50-100 км.
Глуб.354м Глуб. 365 м Глуб.Збвм Глуб. 367 м Глуб. 550 м
Рис. 1.6. Зарисовки по кернам скв. 786 конседиментационных микро-
деформаций осадочно-вулканогенного основания Бонинского преддугово-
го прогиба. По [Lagabrielle et al., 1992].
Цифры в кружках: / — пластически деформированные андезитовые кластиты, 2 —
брекчия, 3 — слоистые туфы, 4 — резко выраженный контакт, 5 — полосчатость в
стекловатых андезитах, 6 — зона скалывания в сепиолите, 7 — пластические складки в
очень тонкозернистых туфах, 8 — нормальные сбросы в очень тонкозернистых туфах,
9 — автобрекчии в потоках и полосчатые риолиты, 10 — плитчатые туфы, 11 — слои-
стые туфы, 12 — трубки дегазации, 13 — полосчатая риолитовая брекчия, 14 — тон-
кослоистые туфы, 15 — седиментационные вулканические песчаники и брекчии, 16 —
слоистые тонкозернистые туфы.
16


Скв. 786
Рис. 1.7. Схемати-
ческая структурная
модель Бонинского
внешнего дугового
поднятия и его вул-
канического основа-
ния в районе скв. 786.
По [Lagabrielle et al.,
1992].
Вещественный состав
разреза скважины см. на
рис. 1.9.
— Металлогения
17


В целом это пологая синклинальная структура (рис. 1.1, 1.4), ослож-
ненная малоамплитудными, но довольно многочисленными сбросами.
Вулканические островные дуги представляют собой относительно
узкие (шириной до 100 км), протяженностью до 1 ООО км ареалы на-
земно-подводной деятельности вулканов центрального и трещинного
типов. Они характеризуются развитием в их пределах кольцевых вул-
кано-плутонических и горсто-грабеновых тектонических структур. Ты-
ловой сегмент, где вулканическая деятельность проявлена в меньшей
степени, характеризуется развитием многочисленных рифтогенных со-
оружений. Типичной структурой такого рода в Идзу-Бонинской вулка-
нической дуге является рифт Сумису. Его протяженность около 120, а
ширина 30-50 км. В рифтовой долине и на ее плечах картируются
многочисленные нормальные сбросы. Некоторые из них контролируют
эруптивный вулканизм. Сама рифтовая долина представляет собой се-
диментационный бассейн (рис. 1.8).
Рифт Сумису совместно с другими внутридуговыми рифтами рас-
сматривается как начальные образования очередного расщепления
островной дуги и формирования нового задугового бассейна [Klaus et
al., 1992].
Рис. 1.8. Блок-диаграмма рифта Сумису в Идзу-Бонинской вулканиче-
ской дуге. По [Klaus et al., 1992].
У — зона переноса осадков, 2 — трог, 3 — обломочный поток, 4 — седименгацион-
ный бассейн.
18


СТРОЕНИЕ РАЗРЕЗОВ ЮНЫХ ОСТРОВНЫХ ДУГ
Фундаментом юных островных дуг несомненно является кора
океанического типа. Она фиксируется в юных островных дугах Тихого
океана, в частности, в Идзу-Бонинской островной дуге в виде коры
океанической литосферы. На это указывают геохимические особенно-
сти ксенолитов базальтов в серпентинитовых симаунтах [Johnson,
1992].
В других юных островных дугах это может быть океаническая ко-
ра задугового окраинного моря. Например, такая возможность не ис-
ключается для Западно-Магнитогорской юной островной дуги Южно-
го Урала. В основании разреза этой островной дуги залегает силурий-
ская поляковская осадочно-вулканогенная свита мощностью около
2.5 км. На долю кремнисто-терригенных осадочных толщ приходится
примерно половина разреза, а среди вулканических пород преоблада-
ют умеренно- и высококалиевые базальты, характеризующиеся низки-
ми (1.06 мае. %) и умеренными (1.43 мае. %) содержаниями титана,
низкими содержаниями никеля (12 г/т) и кобальта (16 г/т). В разрезе
кроме базальтов развиты андезито-базальты, андезиты и кислые поро-
ды [Фролова, Бурикова, 1977].
В работе других авторов приводятся более высокие содержания
сидерофильных элементов: Ni — 89, Со — 68 г/т, но для этих пород
характерен не толеитовый, а известково-щелочной тренд дифферен-
циации [Гладких, Соловьев, 1980]. На основе этих материалов прихо-
дится констатировать, что поляковская свита формировалась не в сре-
динно-океаническом хребте [Зоненшайн и др., 1990], а в задуговом
бассейне окраинного моря. Вполне возможно, что это был задуговой
окраинный бассейн выделяемой на восточном склоне Южного Урала
силурийской островной дуги [Язева, Бочкарев, 1995].
В тектонических седиментационных ловушках прижелобового
склона аккреционной призмы Марианской островной дуги результата-
ми глубоководного бурения доказано накопление пелагических и об-
вально-оползневых осадочных толщ мощностью около 100 м. Они
представлены пелагическими диатомовыми илами, микститами, цели-
ком состоящими из перемещенных осадков всех кайнозойских эпох,
вплоть до меловых, конгломератами, содержащими обломки острово-
дужных и океанических магматических пород [Hussong et al., 1981].
В разрезах серпентинитовых диапиров (симаунтов) Идзу-Бонин-
ской и Марианской островных дуг серпентинитовые микститы содер-
жат обломки ультраосновных пород и океанических базальтов. Эти со-
оружения могут перекрываться чехлом витрокластических терриген-
ных пород мощностью около 300 м (рис. 1.9, скв. 784).
19


20


Во внешнедуговом поднятии и преддуговом прогибе основание
разреза в Идзу-Бонинской островной дуге сложено вулканитами ма-
рианит-бонинитовой ассоциации. Это чередование относительно ма-
ломощных (10-50 м) вулканических покровов бонинитов (реже мариа-
нитов), андезито-базальтов, андезитов, дацитов, риолитов и их брек-
чий. Все они являются образованиями начальной стадии развития вул-
канической дуги. После начального островодужного вулканизма маг-
матическая деятельность здесь не возобновлялась, а формировался
преддуговой осадочный бассейн, выполненный флишево-олистостро-
мовыми витрокластическими терригенными толщами мощностью око-
ло 1.5 км (рис. 1.9, скв. 793).
В Идзу-Бонинской дуге, в срединном и северном сегментах Мари-
анской дуги при образовании осадочных толщ преддугового прогиба
кроме обильного насыщения их аллохтонным вулканическим материа-
лом имели место проявления, правда, очень редкой и в незначительных
объемах, собственной магматической деятельности. В Идзу-Бонинском
преддуговом прогибе это мощностью 4.5 м силл оливинового андези-
то-базальта, залегающий в нижне-среднемиоценовых осадках пример-
но в 80 км к востоку от современной вулканической дуги, в Мариан-
ской дуге — базальтовый поток (?) плиоценового (1.93 млн лет) воз-
раста мощностью около 20 м. Эти породы по геохимическим особен-
ностям несомненно островодужные, но вопрос об очагах проявлений
молодого магматизма, расположенных примерно посередине между
глубоководным желобом и активной вулканической дугой, остался не-
выясненным. В одном из вариантов предполагается, что это неглубоко
залегающий промежуточный очаг, связанный боковым каналом с глав-
ным магматическим стволом вулканической дуги, расположенной в
100 км к западу (Marlow et al., 1992).
В южной части Марианской островной дуги преддуговой прогиб
сильно сужен до ширины 30-40 км. Здесь на островах Гуам и Сайпан,
представляющих собой наземную часть внешнего дугового поднятия,
вулканические комплексы формировались практически на всех стади-
ях (за исключением четвертичной) развития внешнего дугового подня-
тия. На этих островах наиболее древняя палеоцен-эоценовая мариа-
нит-бонинитовая вулканическая ассоциация наращивается вулканита-
ми базальт-андезитовой ассоциации эоцен-олигоценового возраста,
после перерыва длительностью около 10 млн лет — миоценовыми
пиллоу-лавами андезито-базальтовой ассоциации, а на о. Сайпан
известны и плиоценовые андезиты.
Приведенные выше материалы показывают, что невулканические
дуги эталонных юных островодужных систем в полной мере таковыми
не являются. В раннеостроводужную стадию это полноценные вулка-
21


нические дуги, в позднеостроводужную — осадочные бассейны с по-
давленным, а местами и достаточно полно развитым вулканизмом.
Ранние комплексы эталонных юных вулканических островных дуг
не вскрыты. С большой долей уверенности можно считать, что они
представлены вулканическими ассоциациями, известными в верхних
частях разрезов внешнедуговых сооружений. Это должны быть мариа-
нит-бонинитовые, базальт-андезитовые и андезито-базальтовые ассо-
циации. В хорошо изученных плиоценовых и четвертичных вулкани-
ческих постройках ни в одной из юных островных дуг породы мариа-
нит-бонинитовой ассоциации не устанавливаются. Зато широко пред-
ставлены вулканиты базальт-дацитовых, базальт-андезитовых и ба-
зальт-трахиандезитовых комплексов, мощность которых достигает не-
скольких километров [Богатиков, Цветков, 1988; Фролова, Бурикова,
1997]. Вулканизм сосредоточен в цепочках подводных и надводных
вулканов, а также в рифтовых долинах и на их плечах в тыловой зоне
вулканической дуги. Вулканические комплексы находятся в сложных
латеральных и вертикальных соотношениях с вулканогенно-осадоч-
ными — продуктами вулканической эксплозивной деятельности и де-
нудации вулканических построек (рис. 1.9, скв. 788/789, 790/791).
Для сравнения коротко осветим особенности строения относи-
тельно хорошо изученных палеозойских юных островных дуг Южного
Урала — Западно-Магнитогорской и Восточно-Магнитогорской, ис-
пользуя для этой цели оригинальные материалы Т. И. Фроловой и
И. А. Буриковой [1977], В. В. Зайкова [Геологическое картирование...,
1994; Основы..., 1995], И. Б. Серавкина [Вулканизм..., 1992], Т. В. Су-
рина [Сурин, 1997; Геохимическая и металлогеническая..., 1999].
Как уже отмечалось, геохимические особенности глубоководных
вулканических и кремнисто-глинистых толщ нижней части разреза си-
лурийской поляковской свиты указывают на окраинноморский сима-
тический характер коры фундамента Западно-Магнитогорской остров-
ной дуги. Т. И. Фролова и И. А. Бурикова указывают на грубообломоч-
ный (конгломераты, песчаники) состав пород верхней осадочной части
разреза поляковской свиты и на формирование в условиях относитель-
но мелководного и сильнорасчлененного рельефа. Это было наверняка
сводовое поднятие, расчлененное рифтовыми долинами, которые в
раннеостроводужную стадию, согласно представлениям Т. И. Фроло-
вой и И. А. Буриковой, были зонами наиболее мощной вулканической
деятельности.
Раннеостроводужные образования Западно-Магнитогорской вул-
канической дуги имеют среднедевонский (эйфельский) возраст. Они
представлены базальтовой и андезито-базальтовой вулканической
толщей мощностью до 2 км, в составе которой заметную роль играют
22


высокомагнезиальные породы марианит-бонинитовой ассоциации.
Выше залегают породы (1 200 м) базальт-андезит-дацит-риолитовой
ассоциации, перекрытые вулканитами (800 м) андезито-базальтовой
ассоциации. Верхние живет-фаменские толщи (около 2.5 км) осадоч-
ные: туфовые, кремнисто-терригенные и терригенные [Геологическое
картирование..., 1994].
В Восточно-Магнитогорской дуге активная магматическая дея-
тельность прослеживается от раннего живета до конца визе — на про-
тяжении около 50 млн лет. Здесь устанавливается следующая последо-
вательность вулкано-плутонических и осадочных комплексов: карама-
лыташский контрастный базальт-риолитовый (нижнеживетский), улу-
тауский непрерывный базальт-андезит-дацит-риолитовый (верхний
живет-нижнефранский), мукасовский кремнисто-терригенный (нижне-
франский), погорельский габбро-диорит-монцодиоритовый плутони-
ческий и нововоронихинский базальт-андезито-базальтовый (оба верх-
нефранские), верхнеуральский габбро-монцонит-сиенитовый и комаг-
матичный ему трахибазальт-трахиандезит-трахидацитовый (оба ниж-
нефаменские), самаринский (зилаирский) карбонатно-терригенный
(верхнефаменский-нижнетурнейский), березовский трахибазальт-рио-
дацитовый (турне-визейский) и магнитогорский габбро-гранит-грано-
сиенитовый (визейский). Общая мощность вулканогенно-осадочных
комплексов достигает 6 км. Нижняя часть живетского контрастного ба-
зальт-риолитового карамалыташского комплекса мощностью более
1 500 м сложена главным образом толеитовыми базальтами с редкими
телами марианитов, а верхняя, мощностью до 700 м, существенно пла-
гиориолитовая [Бочкарев, Сурин, 1993; Сурин, 1997; Геохимическая и
металлогеническая..., 1998].
Между Западно-Магнитогорской и Восточно-Магнитогорской ду-
гами располагается Магнитогорский прогиб. Его западный сегмент
(Кизильский) выполнен в нижней части разреза терригенно-базальто-
выми породами мощностью около 1.5 км, а в верхней — главным об-
разом рифогенными известняками мощностью около 1.2 км. Восточ-
ный сегмент — Магнитогорский — сложен в основном породами кон-
трастного риолит-базальтового комплекса с небольшой долей и крем-
нисто-терригенных и карбонатно-терригенных осадков турне-визейс-
кого возраста. Этот прогиб обычно рассматривается как междуговой,
который «расщепил» единую Магнитогорскую дугу на две самостоя-
тельные дуги [Зоненшайн и др., 1989; Геологическое картирование...,
1994; Основы..., 1995]. По версии Е. П. Ширая (гл. 5 настоящей рабо-
ты), Магнитогорский прогиб является задуговым, формировавшимся в
тылу Восточно-Магнитогорской дуги. По третьей версии этот прогиб
является внешним сегментом турне-визейского окраинно-континен-
23


тального вулканического пояса [Бочкарев, Сурин, 1993]. Наконец, су-
ществует и четвертая версия — Магнитогорский прогиб является кол-
лизионным [Салихов, 1997; Салихов, Яркова, 1992]. По литолого-
фациальным условиям формирования, геохимическим особенностям
вулканических и интрузивных пород (в частности, по параметрам рас-
пределения Rb, Nb, Y) образования Магнитогорского прогиба являют-
ся островодужными [Геохимическая и металлогеническая..., 1999].
Сравнительный анализ геохимических особенностей каменно-
угольных вулканических пород Магнитогорского прогиба, проведен-
ный в работе Д. Н. Салихова [1997], и эталонных коллизионных вулка-
нитов показывает их весьма значительные различия, в первую очередь
по тем элементам, на которые специализированы эталонные коллизи-
онные вулканиты Се, Sr, Zr [Геохимическая и металлогеническая...,
1999]. Каменноугольные вулканиты на эти элементы не специализиро-
ваны, хотя они и являются относительно высокотитанистыми. Количе-
ственные содержания подавляющего большинства элементов во всех
петрохимических типах каменноугольных вулканических пород Маг-
нитогорского прогиба близки к кларковым и по этому признаку они
должны относиться к островодужным.
Рассматривая геологические особенности Магнитогорской зоны
Южного Урала, можно констатировать, что Западно- и Восточно-Маг-
нитогорская вулканические дуги принадлежат к классу юных остров-
ных дуг. В этих сооружениях реконструируется следующий латераль-
ный (с запада на восток) ряд островодужных структур: 1) аккрецион-
ная призма — представлена фрагментами офиолитовых надсубдукци-
онных и океанических офиолитовых ассоциаций, в первую очередь
массивами ультрабазитов и линзами серпентинитового меланжа (ос-
татками серпентинитовых грязевых симаунтов (?)) в полосе Главного
Уральского разлома; 2) внешнее дуговое поднятие — Западно-Маг-
ниторская вулканическая дуга, сложенная раннеостроводужными вул-
каническими ассоциациями, в том числе и марианит-бонинитовыми,
фундаментом которых являются вулканические и осадочные ассоциа-
ции океанической коры окраинного моря; 3) Магнитогорский предду-
говой (не междуговой!) прогиб с морскими глубоководными и относи-
тельно мелководными осадочными ассоциациями в западном сегменте
и вулкано-плутоническими в восточном; 4) Восточно-Магнитогорская
вулканическая дуга, сложенная как раннеостроводужными, так и позд-
неостроводужными вулкано-плутоническими ассоциациями; 5) заду-
говой глубоководный прогиб — Домбаровский задуговой (по В. В.
Зайкову) бассейн и его фрагменты в офиолитовом шве, разграничи-
вающем Восточно-Магнитогорскую дугу и Восточно-Уральский мик-
роконтинент.
24


СТРОЕНИЕ РАЗРЕЗОВ РАЗВИТЫХ ОСТРОВНЫХ ДУГ
Геологическое строение развитых дуг рассмотрим на примерах
Курильской и Малой Антильской дуг. В этих сооружениях четко обо-
собляются аккреционные призмы, внешнедуговые поднятия, предду-
говые прогибы, современные вулканические дуги и глубоководные за-
дуговые бассейны.
Аккреционная призма Малой Антильской островной дуги получи-
ла название Барбадосской. Ее основные геологические особенности
аналогичны аккреционным призмам юных островных дуг: покровно-
чешуйчатое строение и флишево-олистостромовый вулканогенно-тер-
ригенный состав тектонических пакетов (рис. 1.4,1.5). Главное отличие
Барбадосской аккреционной призмы может заключаться лишь в соста-
ве грязевулканической деятельности. Здесь серпентинитовые симаун-
ты не обнаружены, но широко развиты глинистые грязевые вулканы.
В преддуговой зоне Малой Антильской дуги особенности строения
внешнего дугового поднятия изучены на о. Барбадос, где древнейшие
образования представлены сложнодислоцированными нижне-средне-
эоценовыми флишевыми терригенными толщами, выше которых зале-
гают умеренноскладчатые терригенные (верхний эоцен) и терригенно-
карбонатные (верхний эоцен-миоцен). Завершается разрез недеформи-
рованными плиоцен-плейстоценовыми рифовыми известняками [Том-
блин, 1977]. Надо полагать, что деформированные эоцен-миоценовые
толщи принадлежат к Барбадосской аккреционной призме. Возраст и
строение нижних частей основания о. Барбадос неизвестны, хотя
сейсмические данные свидетельствуют о возможном наличии уже на
глубине около 5 км низкоскоростных (4.9-5.3 км/с) изверженных и ме-
таморфических пород [Томблин, 1977].
Преддуговой прогиб Тобаго, наложенный восточным крылом на
Барбадосскую аккреционную призму, а западным на Мало-Антиль-
скую вулканическую дугу, имеет ширину около 120 км. Мощность не-
деформированных осадочных толщ не менее 7 км [Mascle, Moore,
1990] (рис. 1.4). На западном крыле прогиба разрез представлен:
1) среднеэоценовыми вулканическими туфами и отчасти известняками
(600 м); 2) верхнеэоценовыми-нижнеолигоценовыми (?) вулканиче-
скими туфами и известняками (2000 м), прорванными дайками и ин-
трузиями среднего и основного состава; 3) средне-верхнеолигоцено-
выми известняками (450 м); 4) нижне-среднемиоценовыми рифовыми
известняками (125 м) и 5) плейстоценовыми известняками, калькаре-
нитами (65 м) [Томблин, 1977].
В фундаменте Малой Антильской вулканической дуги залегают,
как об этом свидетельствуют выходы на о. Дезирад, островодужные
25


вулкано-плутонические образования верхнеюрского (142 млн лет) воз-
раста. В разрезе кайнозойской островной дуги обособляются две ста-
дии вулканизма: 1) эоцен-среднеолигоценовая (46-28 млн лет) и
2) миоцен-современная (22-0 млн лет). При этом ось современной
вулканической дуги по сравнению с эоцен-олигоценовой смещена к
западу — в тыловую зону вулканической дуги (рис. 1.10). Для ранне-
островодужного этапа характерны вулканиты среднего состава [Томб-
лин, 1977], принадлежащие к укороченной базальт-андезито-базаль-
товой серии [Фролова, 1987]. В нижних частях вулканических толщ
миоцен-современного этапа преобладают низко- и умереннокалиевые
вулканиты, а в верхних — умереннокалиевые и высококалиевые. Наи-
большее развитие имеют низкокалиевые известково-щелочные магма-
титы среднего состава, меньше развиты базальты и дациты [Bouysse et
al., 1990]. В составе вулканических пород обособляются базальт-ан-
дезито-базальтовая и базальт-андезит-дацитовая вулканические серии.
03 Q4 Ц5 Цб Ш? НИ
Ю» НЮ □ « Ц|12 @13 |14 | 15
Рис. 1.10. Геологический разрез через Антильскую вулканическую
островную дугу. По [Bouysse et al., 1990].
1 — примитивная океаническая кора, 2 — океаническая кора, преобразованная ост-
роводужным магматизмом («континентализация»), 3 — вулканические и осадочные
формации мезозойской островной дуги, 4 — первые вулкано-седиментационные фор-
мации задугового бассейна, 5 — субмаринные лавовые потоки (преимущественно пил-
лоу-лавы), 6 — кремнистые радиоляриты, 7 — пелагические известняки, 8 — гиалок-
ластиты, 9 — мелководные известняки карбонатной платформы, 10 — переработанные
фации, 11 — массивные субаэральные лавовые потоки, 12 — пирокластические брек-
чии, 13 — купол, 14 — вулканические каналы, 75 — дайки. CCD — глубина карбонат-
ной компенсации.
26


Самыми поздними являются покровы оливиновых базальтов [Петро-
логия..., 1987].
В относительно узкой (около 90 км) аккреционной призме Куриль-
ской островной дуги, так же как в Барбадосской и других аккрецион-
ных призмах, устанавливается покровно-чешуйчатое строение [Зонен-
шайн и др., 1990]. Разрез сложен флишевыми терригенно-диатомито-
вулканогенными толщами (общая мощность около 3.5 км) позднеоли-
гоценового-четвертичного возраста [Происхождение..., 1985]. О впол-
не вероятных проявлениях грязевулканической деятельности пока ни-
чего неизвестно.
В преддуговой зоне Курильской островной дуги внешнее дуговое
поднятие в южном сегменте представлено грядой Малокурильских
островов, а в центральном — подводным хребтом Витязь. Ширина
этого структурного элемента около 30 км. Фундамент внешнего подня-
тия относительно хорошо изучен на островах Малой Курильской гря-
ды. Здесь в основании разреза располагаются верхнемеловые субвул-
канические андезито-базальты и перекрывающие их подводные ба-
зальты. Выше залегают конгломераты (500 м) и терригенно-вулка-
номиктовая кремнистая флишево-олистостромовая малокурильская
свита (1 000 м) кампан-маастрихтского возраста. Верхнемеловые вул-
канические и флишево-олистостромовые толщи являются острово-
дужными. Они несогласно перекрываются вулканитами андезито-ба-
зальтовой зеленовской свиты (до 1 000 м) плиоценового возраста
[Происхождение..., 1985]. Наличие плиоценовых вулканитов в во
внешнедуговом поднятии указывает на то, что преддуговую зону Ку-
рильской островной дуги, так же как и в Марианской, нельзя относить
к невулканической.
На о. Шикотан известны аллохтонные пластины полосчатых габб-
ро и комплекса параллельных даек. Их тектоническое совмещение с
верхнемеловыми вулканическими и осадочными толщами имело ме-
сто, вероятнее всего, в Маастрихте, поскольку они деформируют верх-
немеловые отложения и несогласно перекрываются вулканитами пли-
оценовой зеленовской свиты [Меланхолина, 1978]. Геохимические со-
ставы габбро и даек приведены в работе [Происхождение..., 1985]. Они
однозначно указывают на их островодужную природу. Более того, в
составе дайкового комплекса устанавливаются высокомагнезиальные
андезито-базальты [Петрологические..., 1996], весьма сходные по гео-
химическим параметрам с раннеостроводужными бронзитовыми анде-
зито-базальтами Марианской островной дуги. Эти находки определен-
ным образом указывают на принадлежность меловой Малокурильской
дуги, несмотря на широкое развитие силлов шошонитов в верхних
частях разреза, к классу юных островных дуг.
27


Преддуговой прогиб Курильской островной дуги относительно уз-
кий (40-60 км). Сложен он в основном флишоидными вулканогенно-
обломочными толщами [Геодинамическая карта..., 1989; Петрологиче-
ские..., 1996]. В их составе мощность только неоген-четвертичных от-
ложений достигает 3-4 км [Геологическая..., 1991].
Современная Большекурильская вулканическая островная дуга
имеет ширину до 90 км. Прямые данные отсутствуют, но, судя по со-
ставам ксенолитов в вулканических породах и скоростным характери-
стикам сейсмических волн, можно полагать, что в ее основании зале-
гают верхнемеловые островодужные комплексы Малой Курильской
гряды.
Разрез вулканической дуги представлен олигоцен-современныдои
осадочно-вулкано-плутоническими комплексами, суммарная мощность
которых достигает 7 км. Здесь обособляются следующие ассоциации:
1) олигоцен (?)-среднемиоценовая «зеленотуфовая», 2) верхнемиоцено-
вая габбро-плагиогранитная, 3) верхнемиоценовая-нижнеплиоценовая
вулканогенно-кремнисто-диатомитовая, 4) верхнеплиоценовая базито-
вая и 5) плейстоцен-современная андезитовая [Петрология..., 1987].
«Зеленотуфовая» ассоциация характеризуется пестротой вещест-
венного и фациального облика пород с преобладанием крупнообло-
мочных грубостратифицированных в нижней части разреза и флишо-
идных — в верхней. Характерно обилие лавового и пирокластического
материала основного-среднего состава в начальную стадию формиро-
вания ассоциации и кислого в заключительную.
Габбро-плагиогранитовая ассоциация представлена гипабиссаль-
ными и вулканическими телами, среди которых преобладают плагио-
граниты, гранодиориты, кварцевые диориты, диориты, габбро-диори-
ты, габбро.
Вулканогенно-кремнисто-диатомитовая ассоциация сформирова-
лась после фазы складчатости и внедрения габбро-плагиогранитных
интрузий. В ее составе преобладают конгломераты, туфогравелиты,
туфопесчаники, диатомиты, андезиты и дациты.
Базитовая формация, залегающая с угловым несогласием, пред-
ставлена базальтами, андезито-базальтами, андезитами, туфами, гиа-
локластитами и конгло-брекчиями.
Андезитовая ассоциация пестрая по составу с преобладанием ла-
вово-пирокластических продуктов непрерывного базальт-андезит-рио-
литового вулканизма. Их состав обнаруживает закономерные про-
странственные вариации, связанные в основном с повышением содер-
жания калия от фронта к тылу вулканической дуги [Геологическое кар-
тирование вулкано-плутонических..., 1994].
28


СТРОЕНИЕ РАЗРЕЗОВ ЗРЕЛЫХ ОСТРОВНЫХ ДУГ
Строение разрезов зрелых дуг рассмотрим на примерах современ-
ной Японской, верхнеюрской Уяндино-Ясачненской и средне-верхне-
девонской Рудно-Алтайской островных дуг.
В преддуговой зоне юго-западного сегмента Японской островной
дуги обособляются: 1) преддуговой бассейн Тоса, 2) безымянное
внешнее дуговое поднятие, 3) Нанкайская аккреционная призма,
4) Нанкайский глубоководный желоб. Строение геологических разре-
зов в этих структурах характеризуется по результатам глубоководного
бурения и сейсмического профилирования [Taira, Ashi, 1993].
Нижняя часть разреза Нанкайского глубоководного желоба сложе-
на гемипелагическими осадками океанической литосферной плиты, а
верхняя — турбидитами внешнего склона и собственно желобными
турбидитами (рис. 1.11). На внешнем крае океанического склона тур-
бидиты выклиниваются. К северо-западу их мощность постепенно
увеличивается и вблизи фронтального надвига аккреционной призмы
достигает примерно 200 м.
Современные осадочные толщи Нанкайской аккреционной призмы
формируются на ее склоне в принадвиговых тектонических впадинах и
в конусах выноса эрозионных каньонов. Осадочное выполнение при-
1^ Преддуговой _^
~ бассейн ~
Рис. 1.11. Модель Нанкайской невулканической дуги (Японское остро-
водужное сооружение). По [Taira, Ashi, 1993].
Н — гемипелагические илы, Н/Т — гемипелагические илы/тонкозернистые дис-
тальные турбидиты, МТ — край глубоководного желоба, «перекрытого» турбидитами,
AT— турбидиты оси желоба, SL — оползневой шлейф подножия склона, SH — скло-
новые гемипелагические илы, SO — олистостромы верхней части склона, FB — илы
преддугового прогиба, SA — склоновые турбидиты, D — проградационный дельтовый
комплекс. Структурная интерпретация отражает зону дуплексирования (главную зону
перекрытия). Аккреционная призма и разрез нижнесклонового бассейна могут быть
деформированными и часть призмы представлена меланжем особенно, вблизи плоско-
сти скольжения.
u u-4^L\ L L Деколлемент (подшовный разлом)
Дуплекс
29


надвиговых прогибов представлено пелагическими илами, песчано-
алевролитовыми и песчаными турбидитами, а конусов выноса — хао-
тическими толщами оползневых олистостром и зерновых (дебризных)
потоков. Мощность осадочных толщ достигает 400 м и более
(рис. 1.11).
В пределах внешнедугового поднятия вскрываются деформиро-
ванные толщи древней аккреционной призмы. Эти образования высти-
лают дно преддугового прогиба Тоса и обнажаются на юго-восточных
окраинах островов Кюсю, Сикоку и Хонсю в складчатом поясе Симан-
то. В строении этого пояса, относящегося к хорошо задокументиро-
ванной аккреционной призме, различаются две главные литологиче-
ские разновидности: сцементированные толщи турбидитовых разрезов
и образования интенсивно деформированных меланжевых поясов, ме-
таморфизованных в цеолитовой, а местами и зеленосланцевой фациях.
В меланжевых поясах представлены фрагменты океанической плиты:
пиллоу-лавы, пелагические кремни и пелагические глинистые сланцы,
перемешанные с тонкозернистыми турбидитами внешнего склона же-
лоба [Taira, Ashi, 1993]. Толщи пояса Симанто прорваны интрузиями
нижнемиоценовых гранитов, габбро и телами серпентинитов [Мацу-
мото, Кимура, 1977].
Знакомство с первичными материалами [Мацумото, Кимура, 1977;
Taira, Ashi, 1993] показывает, что в строении пояса Симанто принима-
ют участие структурно-вещественные комплексы двух разновозраст-
ных аккреционных призм: позднемеловой и эоцен-раннемиоценовой.
Первый комплекс, вероятнее всего, связан с формированием южного
сегмента Сихотэ-Алинского верхнемелового краевого вулканического
пояса активной континентальной окраины [Зоненшайн и др., 1990]. А
второй — с ранней стадией развития кайнозойской Японской остров-
ной дуги.
Осадочные толщи преддугового прогиба Тоса, имеющие поздне-
миоценовый-современный возраст, залегают на образованиях аккре-
ционной призмы Симанто с резким угловым несогласием. В строении
прогиба участвуют отложения четырех фациальных типов: каньонов,
бассейновых равнин, склоновых прогибов и проградационных шель-
фовых дельт. Фрагменты нижних частей разреза известны за предела-
ми современного преддугового прогиба на островах Сикоку и Хонсю.
Мощность осадочных толщ 200-3 000 м [Taira, Ashi, 1993].
В пределах преддугового прогиба и аккреционной призмы уста-
новлены проявления грязевулкан и ческой деятельности и жерла выбро-
сов флюидов [Pickering et al., 1993].
Фундамент кайнозойской Японской островной дуги представлен
структурно-вещественными комплексами континентальной сиаличе-
30


ской коры, сформированной в палеозое-раннем мезозое и вулкано-плу-
тоническими и осадочными комплексами краевого вулкано-плутони-
ческого пояса позднемеловой активной континентальной окраины.
Этот вулканический пояс является южным продолжением Сихотэ-
Алинского вулканического пояса, разорванного в миоцене глубоковод-
ным задуговым бассейном Японского моря [Зоненшайн и др., 1990].
Начальная стадия формирования вулканической дуги юго-западной
Японии характеризуется заложением олигоценовых грабен-синкли-
нальных структур, выполненных континентальными осадочными тол-
щами. В собственно вулканической дуге обособляются следующие
вулкано-плутонические ассоциации: олигоцен-среднемиоценовая «зе-
леных туфов» (андезитовые эффузивно-пирокластические толщи, реже
трахиты и щелочные риолиты, а также базальты); средне-верхнемио-
ценовая плутоническая (диоритов, гранитов, плагиогранитов, тонали-
тов); верхнемиоценовая вулканогенно-флишоидная (морские флишо-
идные толщи, силлы и покровы базальтов); верхнемиоценовая-плио-
ценовая вулканогенно-молассовая; четвертичная андезитовая (базаль-
ты, андезиты, дациты, риолиты) [Петрология..., 1987].
Верхнеюрская Уяндино-Ясачненская островная дуга располагается
в мезозойской Верхояно-Чукотской складчатой области на юго-запад-
ной окраине Колымо-Омолонского составного террейна. Она протяги-
вается в северо-западном направлении на 800 км и имеет ширину око-
ло 250 км. Геологическое строение этой зрелой островной дуги здесь
освещается по собственным наблюдениям и литературным материалам
[Сурнин, 1990; Ставский и др., 1994; Структура..., 1985].
Фундамент Уяндино-Ясачненской островной дуги докембрийский.
Его метаморфические толщи перекрыты нижне-среднепалеозойскими
карбонатными и верхнепалеозойскими-нижнемезозойскими терриген-
ными толщами шельфа пассивной окраины. Нижняя часть острово-
дужного разреза представлена мощными (до 2 000 м) сланцево-конг-
ломератовыми толщами бат-келловейского возраста. Они, как и пере-
крывающие их вулканические островодужные комплексы, формирова-
лись главным образом в сети узких (5-30 км) и протяженных (от 30 до
200-300 км) продольных часто разветвленных грабенов — Дарпир-
ском, Догдинском, Гармычанском, Элекчанском и др., разделенных
блоковыми выступами шельфового основания — Тасхаяхтахским,
Омулевским и др. Главным образом по структурным признакам это
сооружение рассматривалось в качестве континентально-рифтового
[Структура..., 1985; Сурнин, 1990].
В структуре дуги обособляется три зоны: 1) фронтальная (северо-
восточный сегмент); 2) осевая и 3) тыловая (юго-восточный сегмент).
Во фронтальной и осевой зонах в нижней части вулканического разре-
31


за развиты породы оксфордской базальтовой ассоциации (450-1 ООО м).
Средняя — киммеридж-волжская часть разреза представлена терри-
генно-вулканогенной андезит-риолитовой ассоциацией (до 1 500 м),
характерной для осевой и тыловой зон. Во фронтальной зоне терриген-
но-вулканогенная ассоциация замещена маломощной (до 300 м) крем-
нисто-терригенной, что указывает на смещение вулканического фронта
в юго-западном направлении. Во всех зонах морские островодужные
разрезы завершаются морскими и лагунными песчано-глинистыми
толщами средне-верхневолжской бастахской серии. Ее максимальная
мощность, достигающая 7 км, устанавливается во фронтальной зоне.
Накопление флишоидных толщ бастахской серии и подстилающей
кремнисто-терригенной ассоциации осуществлялось, как это видно из
строения разрезов, в преддуговом прогибе и на склоне глубоководного
желоба. Разрез фронтальной зоны завершается многокилометровыми
нижнемеловыми угленосными отложениями Индигиро-Зырянского
прогиба. Его континентальные толщи рассматриваются в качестве от-
ложений финального заполнения глубоководного желоба угленосными
молассами [Романовский и др. 1993; Ставский и др., 1994].
Особенности строения и эволюции среднепалеозойской Рудно-Ал-
тайской островной дуги достаточно подробно рассмотрены Е. И. Фи-
латовым в специальном разделе настоящей книги. Поэтому здесь будут
отмечены лишь ее главные характеристики, почерпнутые из раздела
Е. И. Филатова и некоторых публикаций, посвященных геодинамиче-
скому анализу этого региона [Ротараш и др., 1982; Зоненшайн и др.,
1990; Берзин и др., 1994; Берзин, Кунгурцев, 1996].
Разрез Рудно-Алтайской островной дуги представлен следующими
структурно-вещественными комплексами: 1) метаморфического фун-
дамента докембрийского Алтае-Монгольского микроконтинента,
2) шельфовыми терригенным венд-кембрийским и терригенно-карбо-
натным ордовик-силурийским пассивной континентальной окраины,
3) коллизионным верхнеордовикско-силурийским гранодиорит-гранит-
ным, 4) островодужными осадочно-вулканогенными средне-верхнеде-
вонским и нижнекарбоновым, 5) коллизионными средне-верхнекамен-
ноугольным молассовым и пермским гранитным.
В составе Рудно-Алтайского островодужного сооружения устанав-
ливается следующие зоны (с юго-запада на северо-восток): 1) Нар-
екая— глубоководный желоб и аккреционная призма, 2) Калба-На-
рынская — преддуговой прогиб, 3) Иртышско-Курчумская (Иртышс-
кая) — выступ фундамента и вулканическая дуга, 4) Рудно-Алтайс-
кая — вулканическая дуга, 5) Белоубинско-Маймырская — задуговой
прогиб, 6) Холзунско-Сарымсактинская — остаточная раннеострово-
дужная вулканическая дуга (нижняя часть разреза) и задуговой прогиб.
32


Раннеостроводужный вулканический комплекс, имеющий средне-
позднедевонский (франский) возраст, распространен во всех зонах, за
исключением Чарской. По составу вулканических пород он контраст-
ный — базальт-дацитовый. Наибольшее распространение имеют кис-
лые породы. В основании вулканических разрезов выделяются терри-
генные толщи переменной мощности, в том числе базальные конгло-
мераты. Это указывает на существование предостроводужного расчле-
ненного рельефа и заложения, согласно представлениям Е. И. Филато-
ва, наложенных прогибов, разделенных остаточными поднятиями. В
позднеостроводужную стадию формировались верхнедевонская (фа-
менская) андезит-дацитовая и нижнекарбоновые габбро-диабазовая и
базальт-андезитовая ассоциации, развитые в пределах Рудно-Алтай-
ской зоны. Перед ее фронтом — в Калба-Нарынской зоне — формиро-
вался преддуговой прогиб, выполненный флишево-олистостромовыми
толщами, а тыловой зоне — Белоубинско-Маймырский терригенный
флишоидный задуговый прогиб, отделивший Холзунско-Сарымсактин-
скую раннеостроводужную вулканическую дугу от Рудно-Алтайской.
Широкое развитие в Калба-Нарынской зоне батолитов пермского кол-
лизионного комплекса однозначно указывает на формирование этой
зоны на сиалическом фундаменте.
СТАДИИ РАЗВИТИЯ ОСТРОВНЫХ ДУГ
В истории развития всех типов островных дуг отчетливо обособ-
ляются три стадии развития: 1) предостроводужная, 2) раннеострово-
дужная и 3) позднеостроводужная.
Предостроводужная стадия, или стадия заложения островной дуги,
исследована менее всего. Поэтому постараемся изложить особенности
этой стадии более подробно. Согласно базовой модели тектоники ли-
тосферных плит, субдукция и, следовательно, формирование надсуб-
дукционных вулканических комплексов островных дуг или активных
континентальных окраин могут быть обусловлены двумя механизма-
ми: 1) пассивным гравитационным механизмом потери плавучести
океанической литосферы в связи с увеличением ее мощности и сред-
ней плотности по мере старения; 2) активным механизмом перестрой-
ки конвективных течений и формирования новых границ литосферных
плит в условиях их деформации под действием горизонтального сжа-
тия [Океанология..., 1979; Сорохтин, Ушаков, 1993; Хаин, Ломизе,
1995; Основы геодинамического..., 1997]. В природе вероятнее всего
имеет место совместная «работа» обоих механизмов: заложение новых
зон субдукции происходит в связи с формированием новых ячей кон-
вективных течений в мантии, но реализуется в тех сегментах океан-
3 — Металлогения
33


ской литосферы, плавучесть которых близка к предельной — плот-
ность океанской литосферы достигла плотности астеносферы. Прав-
доподобность этой модели, как это следует из работ Л. П. Зоненшайна
[Зоненшайн и др., 1990; Зоненшайн, Кузьмин, 1993], В. Е. Хаина [Ха-
ин, Сеславинский, 1991; Хаин, Балуховский, 1993], О. Г. Сорохтина
[Океанология..., 1979; Сорохтин, Ушаков, 1993], подтверждается:
1) закономерным совпадением возрастов заложения новых островных
дуг с возрастом заложения новых осей спрединга и излома траекторий
движения литосферных плит; 2) реконструированными мощностями
субдуцируемых сегментов литосферных плит.
Обсудим некоторые следствия, связанные с совместным действием
указанных выше механизмов субдукции. Как известно [Сорохтин,
Ушаков, 1993], в литосфере над вновь формируемым нисходящим ман-
тийным течением образуется зона бокового тектонического сжатия, и
сколовые напряжения обусловливают косое срезание океанической ли-
тосферы и начало ее субдукции в тех поясах литосферных плит, в ко-
торых механическая прочность резко понижена под действием архи-
медовых сил потери плавучести или еще дополнительно нарушена
трансформными разломами. Возможно несколько вариантов. Укажем
на некоторые, более или менее обоснованные приведенными выше
геологическими материалами.
Первый вариант — зарождение субдукции относительно древней
океанической плиты (возраст около 150 млн лет) под пассивную ок-
раину микроконтинента. Пример — верхнеюрская Уяндино-Ясачнен-
ская островная дуга зрелого типа, обусловленная субдукцией каменно-
угольной океанической коры. Второй вариант — зарождение субдук-
ции под пассивную окраину микроконтинента по зоне трансформного
разлома. Пример — средне-верхнедевонская Рудно-Алтайская остров-
ная дуга: субдукция по крайней мере нижнекембрийской океанической
коры по зоне трансформного разлома Иртышской зоны смятия. Третий
вариант — зарождение зоны субдукции под трансформную границу
незадолго до этого (20-30 млн лет назад) активной окраины континен-
та андийского типа. Пример — неоген-современная Японская остров-
ная дуга, зарождение субдукции юрской или по крайней мере нижне-
меловой океанической коры под трансформную границу Азиатского
континента. Четвертый вариант — зарождение субдукции под незадол-
го до этого прекратившую свое существование юную (?) островную
дугу. Пример — олигоцен-современные Курильская и Мало-Антиль-
ская развитые островные дуги, сформированные в результате субдук-
ции юрской океанической литосферы под отмершие островные дуги: в
конце верхнего мела (Курилы) или в юре (Антилы). Пятый вариант —
субдукция молодой океанической коры под более древний сегмент
34


океанической коры. Например, Идзу-Бонинская и Марианская юные
островные дуги. Шестой вариант — зарождение субдукции под отно-
сительно молодую (возраст 40-60 млн лет) океаническую кору задуго-
вого бассейна окраинного моря. Пример — средне-верхнедевонская
Магнитогорская юная островная дуга, образованная в результате суб-
дукции нижнесилурийской океанической коры.
Имеющиеся материалы свидетельствуют о том, что юные остров-
ные дуги зарождаются на симатической коре океанического типа, раз-
витые — на молодой сиалической коре островодужного типа, зре-
лые — на сиалической коре докембрийских континентов или микро-
континентов или на аккреционно-коллизионной бывшей активной ок-
раины континента. Во всех типах островных дуг структурно-вещест-
венные особенности подготовительной стадии указывают на сущест-
вование расчлененного субаэрального или подводного рельефа, сфор-
мированного, как на это указывают, например, геологические материа-
лы по Уяндино-Ясачненской островной дуге, в структуре сводового
типа. Вероятнее всего, предостроводужное сводовое сооружение явля-
ется некоторым подобием сводов континентальных рифтов. Основное
отличие состоит в том, что на сводах континентальных рифтов активно
развивается одна, а на предостроводужных сводах — несколько риф-
товых долин.
Формирование предостроводужного сводового сооружения и нача-
ло вулканической деятельности, по-видимому, следует связывать с со-
вместным действием двух самостоятельных механизмов: 1) попереч-
ного изгиба и 2) продольного изгиба.
Действие механизма поперечного изгиба обусловлено отжатием
мантийных расплавов астеносферного канала вбок и вверх под дейст-
вием штампа субдуцируемой океанической литосферы. В результате в
окрестностях начавшей субдукцию океанской литосферы образуется
астеносферное вздутие и продуцированное им сводовое поднятие оке-
анской (юные дуги) или сиалической коры (развитые и зрелые дуги).
Растрескивание сводового поднятия в результате его поперечного из-
гиба экспериментально установлено еще в 1939 г. Г. Клоосом. Позднее
И. В. Лучицким и П. М. Бондаренко [1967] было показано, что это рас-
трескивание в структурах поперечного изгиба начинается с самого на-
чала изгиба свода.
Деформации литосферы, связанные с продольным изгибом, проис-
ходят в условиях горизонтального сжатия. Они, как об этом свидетель-
ствуют результаты моделирования, носят многоступенчатый характер
[Шеменда, 1989]. В начальную стадию продольного сжатия образуется
малоамплитудное валообразное поднятие, затем косые трещины ска-
лывания и по одной из них происходит заложение зоны поддвига —
35


начинается поддвиг одной литосферной плиты под другую, а в даль-
нейшем наклонное погружение пододвигаемой плиты в астеносферу,
сопровождаемое горизонтальным растяжением наползающей плиты с
последующим образованием задугового раздвига.
Главные отличительные особенности раннеостроводужной стадии:
1) преимущественное развитие низко- и умереннокалиевых пород кон-
трастной базальт-риолитовой ассоциации, причем в юных дугах пре-
обладают низкокалиевые типы; 2) формирование высокомагнезиаль-
ных пород марианит-бонинитовой ассоциации в тесной пространст-
венной связи с поясами ультрабазитов дунит-гарцбургитового типа;
3) синхронный с бонинитами андезито-базальтовый и базальт-риоли-
товый вулканизм собственно островодужного типа.
Позднеостроводужная стадия характеризуется широким спектром
составов непрерывной базальт-андезит-риолитовой ассоциации. От-
четливо выражена латеральная зональность, проявления магматизма
сосредоточены в основном в узком поясе вулканической островной
дуги.
ВЫВОДЫ
На основе структурно-вещественных особенностей обособляются
три типа островных дуг: 1) энсиматические юные, развивающиеся на
коре океанического типа, 2) энсиалические развитые, формирующиеся
на коре переходного континентально-океанического типа, 3) энсиали-
ческие зрелые, фундамент которых сложен корой континентального
типа. Во всех типах дуг выделяется следующий латеральный ряд
структурных элементов (от фронта к тылу): 1) глубоководный же-
лоб— геоморфологическое выражение выхода плоскости субдукции
на дно океана; 2) аккреционная призма — покровно-чешуйчатая
структура тектонического причленения фрагментов океанической коры
и развития гравитационных, тектоно-гравитационных флишево-олис-
тостромовых и меланжевых комплексов; 3) внешнее дуговое подня-
тие— выступы фундамента островных дуг и раннеостроводужных
вулкано-плутонических и осадочных ассоциаций; 4) преддуговой про-
гиб — осадочный бассейн островной дуги с редкими проявлениями
магматической деятельности; 5) вулканическая дуга — ареал развития
ранне- и позднеостроводужной вулкано-плутонической деятельности.
В тылу вулканической дуги располагается глубоководный задуговой
бассейн окраинного моря. Окраинное море, хотя оно формируется в
той же надсубдукционной области, что и островная дуга, представляет
собой самостоятельную геодинамическую единицу.
36


В истории развития всех типов островных дуг выделяются две
стадии: раннеостроводужная и позднеостроводужная и соответственно
раннеостроводужные и позднеостроводужные структурно-веществен-
ные комплексы. Они различаются структурными и вещественными
особенностям, разграничиваются перерывами в магматической дея-
тельности и тектоническими несогласиями. Структурные особенности
раннеостроводужной стадии состоят в образовании простого лате-
рального ряда: глубоководный желоб - аккреционная призма (может
отсутствовать) - вулканическое горсто-грабеновое сводовое поднятие.
А вещественные особенности заключаются в формировании главным
образом толеитовых магматических пород, рассредоточенных по всей
территории раннеостроводужного свода с преимущественной локали-
зацией в линейных грабенах. Главной отличительной особенностью
раннеостроводужных комплексов юных островных дуг является раз-
витие вулканических пород марианит-бонинитовой ассоциации и ко-
магматичных им (?) плутонов платиноносной дунит-клинопироксенит-
габбровой ассоциации. Как полагают многие исследователи, мантий-
ными реститами марианит-бонинитовых магм являются альпинотип-
ные ультрабазиты хромитоносной дунит-гарцбургитовой ассоциации,
локализованные в аккреционных призмах юных островных дуг. Позд-
неостроводужные ансамбли представлены всем полным латеральным
рядом: глубоководный желоб - аккреционная призма - внешнее дуго-
вое поднятие - преддуговой прогиб - вулканическая дуга. Вулканиче-
ская дуга и преддуговой прогиб характеризуются развитием структур
тектонического растяжения — грабенов и горстов. В вулканической
дуге эти структуры маскируются вулканическими постройками. Позд-
неостроводужный магматизм во всех типах дуг преимущественно из-
вестково-щелочной и субщелочной, как правило, непрерывных ба-
зальт-андезит-риолитовых ассоциаций, базальтоидный в юных, анде-
зитоидный в развитых и риолитоидный в зрелых дугах. Позднеостро-
водужные комплексы всех типов островных дуг имеют сходную ме-
таллогеническую специализацию, но с преобладанием в юных дугах
месторождений сидерофильно-хальфильной (Си, Zn, Pb, Аи, Fe), в раз-
витых литофильно-халькофильной (Zn, Pb, Си, Ag, Аи, Mo), а в зре-
лых — халькофильно-литофильной специализации (Sn, W, Pb, Zn, Си,
Ag, Аи).


Глава 2
ГЕОЛОГИЧЕСКОЕ СТРОЕНИЕ ОСТРОВНЫХ ДУГ
НА ТЕРРИТОРИИ РОССИИ
Островодужные сооружения устанавливаются во всех девяти ри-
фейско-фанерозойских складчатых областях России. Но только в трех
из них — Уральской, Алтае-Саянской и Корякско-Камчатской — ост-
роводужные структурно-вещественные комплексы определяют глав-
ные особенности геологического строения и металлогении. Современ-
ные островодужные комплексы на территории России продолжают
формироваться в Курильской дуге и западном (Командорские острова)
сегменте Алеутской дуги [Зоненшайн и др., 1990; Структурно-
формационная..., 1994] (рис. 2.1).
На Большом Кавказе в составе фундамента альпийских шельфовых
и коллизионных образований известны океанические офиолиты и вул-
канические толщи девон-нижнекаменноугольной Пшекиш-Тырныауз-
ской островной дуги. Они слагают покровные структуры Передового
хребта [Хаин, 1979]. Нижняя часть островодужного вулканического
разреза представлена слабодифференцированными базальтовыми пор-
фиритами. Верхняя дифференцированная включает широкую гамму
пород от базальтов до дацитов и риолитов с резким преобладанием ан-
дезито-базальтов. В низах верхней части разреза много высокомагне-
зиальных пород, соответствующих по петрохимическим параметрам
марианитам и бонинитам юных островных дуг. В нижней части разре-
за к основным породам, а в верхней — к кислым приурочено колче-
данное оруденение уральского типа [Снежко, Исаев, 1988]. В целом
вещественные особенности магматических пород и оруденения указы-
вают на возможность отнесения среднепалеозойской Пшекиш-Тырны-
аузской островной дуги к энсиматическому типу юных островных дуг.
Главные структурно-вещественные и металлогенические особен-
ности восточного сегмента Уральской области определяются форми-
рованием энсиматических юных островных дуг силурийского и сред-
недевонско-раннекаменноугольного возраста. Поскольку характерис-
тике вулканических дуг в этой книге посвящен специальный раздел,
38


составленный Е. П. Шираем, а геология и металлогения офиолитов ис-
следованы Б. В. Перевозчиковым, отметим лишь некоторые дискусси-
онные стороны в обсуждении этого палеоостроводужного региона.
Главные из них: 1) геодинамическая природа офиолитовых ассоциаций
в зоне Главного Уральского разлома, отграничивающего западный пас-
сивноокраинный сегмент Урала от восточного, где палеозойские ост-
роводужные комплексы тектонически сопряжены с линейными ан-
самблями докембрийских микроконтинентов; 2) направление субдук-
ции — западное или восточное; 3) геодинамическая природа дунит-
клинопироксенит-габбровой ассоциации, слагающей концентрически
зональные массивы Платиноносного пояса.
Ультрабазиты офиолитовой ассоциации в зоне Главного Уральско-
го разлома разделяются на лерцолитовый и гарцбургитовый типы.
Лерцолитовый тип представлен ассоциацией плагиоклазовых и шпи-
нелевых лерцолитов, гарцбургитов и дунитов; гарцбургитовый тип —
ассоциацией гарцбургитов и дунитов [Ферштатер, Беа, 1996]. Сущест-
вует несколько точек зрения на их природу: 1) оба этих типа являются
океаническими [Савельева, 1987]; 2) лерцолитовый тип представляет
собой фрагмент литосферной мантии пассивной окраины, выведенной
в кору в результате коллизионных процессов в раннем девоне, гарц-
бургитовый тип образовался в условиях глубоководного желоба [Фер-
штатер, Беа, 1996]; 3) лерцолиты формировались в условиях срединно-
океанического хребта (окраинного моря), а гарцбургит-дунитовая ас-
социация, входящая в состав лерцолитового типа, — островодужная;
неистощенные гарцбургиты ультрабазитов гарцбургитового типа —
океанические, истощенные гарцбургиты и дуниты из этого типа —
надсубдукционные островодужные [Перевозчиков, 1996; он же — на-
стоящая книга].
Сравнение с эталонными обстановками показывает, что лерцоли-
товый тип является представителем ультрабазитов окраинного моря, а
гарцбургитовый тип формировался в аккреционной призме островной
дуги. Лерцолитовый тип практически нерудоносный (рудопроявления
платины), а дуниты гарцбургитового типа хромитоносные, вплоть до
образования уникальных месторождений хромитов в Кемпирсайском
массиве.
В отношении направления субдукции существуют три точки зре-
ния: 1) на протяжении всей островодужной истории развития субдук-
ция осуществлялась в западном направлении [История развития...,
1984]; 2) субдукция имела восточное направление [Геологическое кар-
тирование...., 1994; Язева, Бочкарев, 1995]; 3) субдукция происходила в
восточном направлении (раннеостроводужная стадия) и в западном
направлении (позднеостроводужная стадия) [Е. П. Ширай, настоящая
39


41


книга]. Как было показано выше в разделе, посвященном юным ост-
ровным дугам, наиболее обоснованной является модель с восточным
направлением субдукции.
Породы дунит-клинопироксенит-габбровой ассоциации на Урале
широко развиты в Платиноносном поясе Центрального Урала, но от-
нюдь не ограничиваются его пределами. Интрузии этого состава из-
вестны на Южном (Хабарнинский массив) и Полярном Урале (Войка-
ро-Сыньинский массив), где они пространственно совмещены с тела-
ми ультрабазитов гарцбургитового типа [Перевозчиков, 1996; Фершта-
тер, Беа, 1996]. Повсеместно устанавливается их силурийский
(432-415 млн лет) или раннедевонский (405 млн лет) возраст. В Пла-
тиноносном поясе габбровые комплексы этой ассоциации прорывают
силурийские островодужные образования. Породы дунит-клинопирок-
сенит-габбровой ассоциации ярко специализированы в рудоносном от-
ношении. С дунит-пироксенитовыми комплексами связаны крупные
месторождения платины, а с габбровыми титаномагнетитовые. Среди
уральских геологов бытует представление или об их происхождении в
связи с задуговым спредингом в окраинном море [Ферштатер, Беа,
1996], или об островодужном генезисе [Иванов, 1998; Структурно-
формационная..., 1994; Перевозчиков, 1996]. Породы дунит-клинопи-
роксенит-габбровой ассоциации Урала по структурно-вещественным и
металлогеническим особенностям обнаруживают большое сходство с
аналогичными ассоциациями других регионов [Лазаренков, 1997]: с
одной стороны, близких по строению с Уралом островодужных облас-
тей — Аляски и Корякии, где их надсубдукционный генезис также
весьма вероятен, а с другой, с практически идентичными породами,
известными в интрузиях центрального типа Сибирской платформы,
например, в массивах Кондер (Алданский щит) и Гулинском (северо-
восточный сегмент Тунгусской трапповой провинции). Эти массивы
Сибирской платформы никак не могут быть островодужными. Образо-
вание их связано с рифтогенезом, вероятнее всего, в тылу краевого
вулкано-плутонического пояса мезозойской активной окраины (Алдан-
ский щит) или с континентальным рифтогенезом, продуцировавшим
формирование Тунгусской трапповой провинции. На генетическую
связь дунит-клинопироксенит-габбровой ассоциации с континенталь-
ным рифтогенезом, во всех ареалах их развития, указывает А. А. Ма-
ракушев [1994].
Островные дуги Алтае-Саянской области здесь характеризуются в
основном по работе Н. А. Берзина и Л. В. Кунгурцева [1996] с привле-
чением публикаций других авторов [Геологическое..., 1988; Дистанов,
Оболенский, 1994; Зайков, 1991; Металлогеническая карта Алтае-
Саянской..., 1987]. За исключением девонской Рудно-Алтайской дуги
42


зрелого типа, остальные девять дуг этого региона имеют раннепалео-
зойский кембрийский или венд-кембрийской возраст. В их числе к эн-
симатическим юным относятся Кузнецко-Алатауская, Катунская, Ку-
райская, Северо-Саянская и Тункинская.
Раннеостроводужные комплексы юных островных дуг представле-
ны толеитовыми породами базальтовой или риолит-базальтовой ассо-
циаций. В Катунской, Курайской, Северо-Саянской и Тункинской ду-
гах раннеостроводужные комплексы содержат породы марианит-бони-
нитовой ассоциации. Позднеостроводужные комплексы представлены
породами непрерывной базальт-андезит-риолитовой ассоциации и ин-
трузиями тоналит-плагиогранит-гранодиоритового и габбро-диорит-
плагиогранитного состава.
С вулкано-плутоническими комплексами вулканических дуг связа-
ны железоокисные вулканогенно-осадочные и скарновые месторожде-
ния железа; колчеданно-полиметаллические, реже колчеданные, мед-
ные жильные и самородные; золото-сульфидно-кварцевые.
В аккреционных призмах юных островных дуг широко представ-
лены меланж-олистостромовые толщи с телами альпинотипных ульт-
рабазитов дунит-гарцбургитового состава, с которыми связаны про-
мышленные месторождения хризотил-асбеста, нефритов, талька, а
также рудопроявления хромитовых руд. В аккреционные призмы не-
редко включены фрагменты вулканических и осадочных пород океа-
нических островов (симаунтов). В целом металлогеническая специа-
лизация юных островных дуг Алтае-Саянской области по сравнению с
островными дугами Урала характеризуется определенными чертами
сходства, состоящими в практически одинаковом наборе формацион-
ных типов месторождений. Имеются и коренные отличия, обусловлен-
ные широким развитием колчеданно-полиметаллических месторожде-
ний, но колчеданные медно-цинковые малохарактерны.
Салаирская, Батеневская, Кембросаянская, Таннуольская и Хамса-
ринская островные дуги в работе Н. А. Берзина и Л. В. Кунгурцева
[1996] в одних частях отнесены к юным, а в других к развитым или не-
ясного типа. По металлогеническим особенностям и строению разре-
зов на схеме (рис. 2.1) часть из них отнесена к юным энсиматическим
и зрелым.
В рифейской складчатой области Енисейского кряжа предполага-
ется относительно широкое развитие шельфовых и глубоководных за-
дуговых окраинноморских бассейнов, а также нескольких вулканиче-
ских островных дуг [Структурно-формационная..., 1994]. Однако от-
носительно достоверная характеристика имеется по островодужным
комплексам, локализованным лишь в одной — Исаковской офиолито-
вой зоне, которая представляет собой аллохтон и рассматривается в
43


качестве самостоятельного террейна [Берниковский и др., 1994], про-
тягивающегося вдоль Енисея примерно на 250 км при ширине около
50 км. В центральном сегменте террейна развиты океанические офио-
литы — перидотиты, габбро, базальты. К боковым сегментам приуро-
чены вулканические известково-щелочные породы метариолит-анде-
зито-базальтового состава, а также метаморфизованные туфы, туфо-
песчаники, песчаники, филлитизированные глинистые сланцы и из-
вестняки. К островодужному комплексу приурочены колчеданно-поли-
металлические и вулканогенно-осадочные марганцовые месторожде-
ния [Дистанов, Оболенский, 1994]. В металлогеническом отношении
усматривается сходство с венд-кембрийскими дугами Алтае-Саянской
области и на этом основании, в значительной мере условно, Исаков-
ская островная дуга рассматривается здесь в качестве энсиматической
юной.
В Байкало-Витимской области достоверно обособляются венд-кем-
брийские и докембрийские-рифейские (возможно, и нижнепротеро-
зойские) островные дуги. Венд-кембрийские дуги — Джидинская,
Еравнинская и условно выделяемая Слюдянско-Ольхонская — распо-
лагаются в южной каледонской части области и рассматриваются [Бе-
личенко и др., 1994] как самостоятельные террейны. Структурно-ве-
щественные комплексы Джидинской островной дуги представлены уз-
кими (шириной 2-4 км) тектоническими покровами. В их разрезах
наиболее широко представлены комплексы верхнерифейской океани-
ческой офиолитовой ассоциации (перидотиты, габбро, базальты); ос-
новные породы венд-нижнекембрийских океанических островов; не-
значительные фрагменты собственно вулканической венд-нижнекемб-
рийской островной дуги — базальты, андезито-базальты, андезиты,
дациты и породы марианит-бонинитовой ассоциации. Океанические и
островодужные разрезы наращиваются нижне-среднекембрийскими
кремнистыми и карбонатными (известняки, доломиты и калькарени-
ты), верхнекембрийско-ордовикскими флишоидно-олистостромовыми
терригенно-карбонатными морскими толщами, несогласно перекры-
тыми силурийско-девонскими (?) морскими и континентальными мо-
лассами. Островодужные и кремнисто-карбонатные толщи прорваны
крупными массивами нижнекембрийских (540 млн лет) гранитоидов
тоналит-плагиогранитного ряда [Кузьмин и др., 1995; Альмухамедов и
др., 1996].
Как показано в работе [Альмухамедов и др., 1996], к югу от фраг-
ментов Джидинской (Улан-Баторской по цитированным выше авторам)
островной дуги, в основном в пределах Монголии, устанавливаются
крупные (шириной 60-70 км) тектонические чешуи Эгийнгольско-Ива-
новской вулканической дуги, вмещающие крупные плутоны тоналит-
44


плагиогранитного джидинского комплекса, а также сходные по строе-
нию с Джидинской тектонические пластины Баянгольской островной
дуги.
Анализ имеющихся материалов позволяет представить несколько
иную, чем у цитированных авторов геодинамическую модель Джидин-
ского региона. Складывается впечатление, что фрагменты Джидинс-
кой, Баянгольской и Эгийнгольско-Ивановской островных дуг являют-
ся частями единой юной островной дуги: Джидинская и Баянголь-
ская — тектонически разобщенные части внешнего преддугового под-
нятия, сложенного раннеостроводужными комплексами и аккрецион-
ной призмы, а Эгийнгольско-Ивановская — собственно вулканическая
дуга. В этом аспекте перекрывающие нижне-среднекембрийские тол-
щи — это осадки преддугового прогиба, а ордовик-силурийские фли-
шоидные и силурийско-девонские молассоидные образования — про-
дукты островодужного и постостроводужного заполнения и преддуго-
вого прогиба, и глубоководного желоба.
Островодужные комплексы Джидинской островной дуги на терри-
тории России бедны полезными ископаемыми — возможно, с связи с
незначительными размерами ее вулкано-плутонических фрагментов.
Лишь с ультрабазитами аккреционной призмы связаны месторождения
нефритов и рудопроявления никеля, хрома, асбеста [Геологическое
строение..., 1986].
Еравнинская островная дуга обычно выделяется в Удино-Витим-
ской (Еравнинской) зоне по фрагментарным выходам морских вулка-
ногенно-осадочных толщ кембрийского возраста в провесах кровли
верхнепалеозойского Баргузинского батолита [Зоненшайн и др., 1990].
Фрагменты вулканической дуги наиболее полно развиты в истоках р.
Уда (Озернинский и Алягно-Кыджимитский районы) и в верховьях р.
Витим (р. Лев. Олдында).
Вулканиты Удино-Витимской (Еравнинской) зоны представлены
породами непрерывной базальт-андезит-риолитовой ассоциации. Как
это следует из химических составов [Гордиенко, 1987], вулканические
породы умеренно- и высококалиевые титанистые. Они, вероятнее все-
го, формировались в тыловой зоне вулканической дуги, сопряженной
на северо-западе с осадочными толщами окраинного моря. Фрагменты
вулканических пород встречаются эпизодически в расположенном
юго-восточнее Малхано-Яблоновом докембрийском сиалическом бло-
ке. В его пределах широко развиты нижнепалеозойские гранитоиды
пришилкинского комплекса, а вдоль Монголо-Охотского шва ультраба-
зиты и габбро нижнепалеозойского кручининского комплекса. Вероят-
нее всего, эти плутониты комагматичны с островодужными вулкани-
тами. Поэтому докембрийская сиалическая кора является фундамен-
45


том обширной Малхано-Яблоновой зрелой островной дуги, фронталь-
ная зона которой маркируется Монголо-Охотским швом, а Еравнин-
ская вулканическая дуга является ее тыловой зоной [Гусев, Хаин,
1995].
В Еравнинской зоне устанавливаются крупные вулканогенно-оса-
дочные месторождения колчеданно-полиметаллической, а также желе-
зоокисной формаций [Геологическое строение..., 1996; Дистанов, Обо-
ленский, 1994].
Нижнепалеозойская Слюдянско-Ольхонская островная дуга обо-
собляется в Западном (Ольхонский район) и Южном Прибайкалье
(Слюдянский район) по новым геологическим материалам [Федоров-
ский и др., 1995; Salnikova et al., 1998]. Здесь вблизи кайнозойского
Приморского разлома доказан нижнеордовикский (около 480 млн лет)
возраст регионального гранулитового метаморфизма, а в Ольхонском
районе нижнекембрийский (около 530 млн лет) островодужный и океа-
нический магматизм. Предполагается, что кембрийские островодуж-
ные и океанические комплексы представляют собой тектонические па-
кеты, обдуцированные на край докембрийского Хамардабан-Баргузин-
ского микроконтинента.
Рифейские (возможно, и нижнепротерозойские) Килянская, Кара-
лонская, Мамаканская, Кичерская и Верхнемамская островные дуги
Байкало-Витимской области располагаются в ее северном — Байкало-
Патомском сегменте. Все они являются составными частями единого
Байкало-Витимского островодужного (по другим авторам Муйского
офиолитового) пояса, в пределах которого аккреция островных дуг за-
вершилась к началу венда. Из названных выше островных дуг наи-
лучшим образом изучены Каралонская и Килянская дуги [Гусев и др.,
1992; Конников и др., 1994].
В пределах Каралонской островной дуги опознаются (с запада на
восток): 1) фрагменты аккреционной призмы, представленной текто-
ническими пластинами океанической коры с крупнейшими в Забайка-
лье дунит-гацбургитовыми массивами — Парамским и Шаманским;
2) преддугового прогиба, сложенного туфогенно-терригенно-карбонат-
ными толщами; 3) вулкано-плутонической островной дуги — вулкани-
ческие толщи непрерывной базальт-андезит-риолитовой ассоциации,
плутоны тоналит-плагиогранитного состава. По геохимическим осо-
бенностям обособляются породы толеитовой и известково-щелочной
серий. Тыловой зоне дуги свойственна высокая титанистость вулкани-
ческих пород. С вулканическими комплексами Каралонской островной
дуги связаны небольшие золоторудные месторождения и колчеданно-
полиметаллические рудопроявления. В ультрабазитах Шаманского
массива установлена платино-палладиевая минерализация. По вещест-
46


венным и металлогеническим особенностям Каралонская дуга может
быть отнесена к развитому энсиалическому типу.
В узких тектонических клиньях в нижнем течении р. Киляна в со-
ставе Килянской островной дуги развиты: 1) рассланцованные базаль-
товые вулканиты; 2) гарцбургиты и дуниты Килянского массива, тек-
тонически совмещенные с кумулятивной серией (габбро-пегматиты,
пироксениты), бонинитовыми и толеитовыми дайковыми сериями;
3) андезито-базальты и дацит-риолитовые вулканиты; 4) турбидитовые
осадки аккреционной призмы. С островодужными вулканитами связа-
ны рудопроявления золота, а с ультрабазитами южного сегмента —
крупнейшее в Сибири Молодежное асбестовое месторождение. По ве-
щественным и металлогеническим особенностям Килянская дуга мо-
жет быть отнесена к юному энсиматическому типу.
В пределах Таймыро-Североземельской области островодужные
образования достоверно установлены в осевой части Горного Таймыра
на крыльях Главного Таймырского надвига [Берниковский, 1992]. В
составе островодужного комплекса обособляются: метатуфогенно-ан-
дезито-базальтовая, метатуфогенно-риолито-дацитовая и метариолито-
базальтовая формации среднерифейского возраста (1 000-1 200 млн
лет). В районе мыса Челюскин с островодужными вулканитами ассо-
циируют породы офиолитовой ассоциации: апогарцбургитовые сер-
пентиниты, метагабброиды и метадиабазы. Сведения о металлогени-
ческой специализации островодужного комплекса отсутствуют.
В пределах Верхояно-Чукотской области разновозрастные остров-
ные дуги в виде самостоятельных террейнов [Парфенов и др., 1993]
относительно достоверно устанавливаются в основном в пределах Мо-
мо-Полоусненской, Алазейской и Олойской зон Колымо-Омолонского
составного террейна (срединного массива в прежней терминологии).
Они известны также в Приохотской зоне рассматриваемой области,
расположенной на границе с Корякско-Камчатской областью. Все ост-
ровные дуги этого региона исследованы очень плохо, и их выделение
базируется главным образом на геологических описаниях разрезов.
На территории Колымо-Омолонского супертеррейна выделяются
мезозойские Уяндино-Ясачненская, Алазейская, Улахан-Сисская, Хе-
тачанская и Олойская островные дуги, а также фрагменты девонских и
каменноугольно-пермских островодужных комплексов.
На освещении главных черт Уяндино-Ясачненской дуги останав-
ливаться не будем, поскольку ее геологические особенности уже рас-
сматривались в настоящей главе, а сведения о металлогении приведе-
ны в гл. 6. Алазейская верхнетриасовая островная дуга выделяется в
значительной мере условно по особенностям строения разрезов и хи-
мических составов верхнетриасовых туфогенно-вулканогенных толщ
47


[Структура..., 1985; Тектоника..., 1981]. Обособляемая здесь другими
авторами [Зоненшайн и др., 1990; Парфенов и др., 1993] каменно-
угольно-пермская дуга не находит обоснования ни по строению разре-
зов, ни по химическим составам вулканических пород.
Верхнеюрско-нижнемеловая (оксфорд-неокомовая) Улахан-Сис-
ская островная дуга выделяется в пределах одноименного хребта и
Кондаковского нагорья. Структурно-вещественные комплексы этой ду-
ги рассматривались как составной элемент Белогорского вулканичес-
кого пояса, протягивающегося по южным предгорьям хребтов Полоус-
ный и Улахан-Сис (Улахан-Тас) [Тектоника..., 1981]. В составе этой ду-
ги намечается следующий ряд структурных элементов (с севера на
юг): 1) аккреционная призма — покровно-чешуйчатые структуры в
средне-верхнеюрских терригенных флишево-олистостромовых толщах
Кондаковского нагорья; 2) внешнее дуговое поднятие — выступы па-
леозойского основания в хребте Улахан-Сис с фрагментами раннеост-
роводужного вулкано-плутонического комплекса; 3) преддуговой про-
гиб — фрагменты вулканогенно-терригенных отложений на южных
склонах хребта Улахан-Сис; 4) вулканическая дуга — верхнеюрские
вулканиты Белогорского вулканического пояса, скрытые в основном
под чехлом кайнозойских отложений; 5) задуговой прогиб — верхне-
юрский осадочный чехол Алазейского поднятия. Относительно хоро-
шо изучены вулкано-плутонические комплексы хребта Улахан-Сис
[Бахарев и др., 1988]. Здесь обособляются: верхнеюрские тоналит-гра-
нодиоритовая (153 млн лет) и дацит-андезитовая (149 млн лет) форма-
ции; неокомовые монцодиорит-гранодиорит-гранитная и липарит-да-
цитовая формации. С ними связаны рудопроявления вторичных золо-
тоносных кварцитов и мелкие кварц-молибденитовые, золото-квар-
цевые и золото-сульфидные месторождения.
Верхнетриасовая Хетачанская островная дуга обособляется в се-
верном фланге Олойской зоны Колымо-Омолонского составного тер-
рейна. На современную дневную поверхность выходят лишь фрагмен-
ты вулканической дуги — базальтовые, андезито-базальтовые и анде-
зитовые лавы (редко дациты и риолиты) во флишевых туфово-терри-
генных толщах по рекам Банная, Светлая,-Тополевка (левобережье
Большого Анюя) и задугового бассейна — туфово-терригенные фли-
шевые толщи в центральной части Олойской зоны [Тильман и др.,
1977]. Скорее всего Хетачанская и Алазейская дуги являются сегмен-
тами одной и той же островной дуги. На территории вулканической
дуги локализованы россыпные и коренные месторождения золота.
Верхнеюрско-неокомовая Олойская островная дуга имеет северо-
западное простирание. Вероятнее всего, в Алазейской зоне она смыка-
ется с Улахан-Сисской дугой. Рассматриваемое островодужное соору-
48


жение занимает не только всю территорию Олойской зоны, но и выхо-
дит за ее пределы. Предлагается следующий вариант расположения
связанных с дугой структурных элементов (с северо-востока на юго-
запад): 1) океанический бассейн — Южно-Анюйская шовная зона,
2) глубоководный желоб и аккреционная призма — Камешковская
впадина и Уякамдинская антиклиналь, 3) внешнее дуговое поднятие —
фрагменты верхнетриасовой Хетачанской вулканической дуги, 4) пред-
дуговой прогиб и вулканическая дуга — Олойский прогиб (Конгуин-
ская, Курьячанская, Ненканская и Тантынская депрессии), 5) задуговой
прогиб — Монаковская и Уляганская впадины Омолонской зоны.
Разрезы вулканической дуги характеризуются развитием вулкани-
тов непрерывной базальт-андезит-риолитовой ассоциации, обилием
граувакковых и туфовых толщ. Среди плутонических образований обо-
собляются породы габбро-монцонит-сиенитовой ассоциации, с кото-
рой связаны месторождения медно-порфирового типа с золотом и мо-
либденом в Баимской рудной зоне восточного сегмента дуги. Рудопро-
явления медно-порфирового типа известны и в ее западном сегменте.
Кроме того, к Олойской дуге приурочены месторождения и рудопрояв-
ления золото-серебряного и золото-сульфидного типа, проявления по-
лиметаллических и магнетитовых руд [Геологический атлас..., 1996;
Городинский др., 1974, 1978; Савва и др., 1997]. Имеющиеся материа-
лы указывают на развитый тип рассматриваемой дуги, сиалический
фундамент которой сложен островодужными комплексами предшест-
вующих этапов развития.
В Приохотской зоне, по представлениям Г. Е. Некрасова [1976], обо-
собляется Кони-Тайгоносский ансамбль островодужных комплексов
позднепермского, триасово-ранннеюрского, средне-позднеюрского,
позднеюрского и позднеюрско-раннемелового возраста. Согласно
Н. Б. Заборовской [1978], для всех этапов островодужного вулканизма
характерно преобладание пород андезитового состава. По этому призна-
ку островодужные комплексы должны рассматриваться как образования
островных дуг развитого типа. Вулканические дуги Приохотской зоны
были сопряжены с глубоководными и шельфовыми задуговыми проги-
бами, известными в Армано-Гижигинском синклинории Верхояно-
Колымских мезозоид и в Гижигинском прогибе Омолонского микрокон-
тинента [Структура и эволюция..., 1985]. Сколько-нибудь существенная
рудоносность в Кони-Тайгоносских островодужных комплексах не ус-
тановлена. Лишь в связи с массивами тоналит-гранодиоритовой ассо-
циации связываются медно-порфировые рудопроявления.
В пределах Корякско-Камчатской области в составе целого ряда
террейнов обособляются островодужные комплексы двух возрастных
групп: 1) позднеюрско-раннемеловой, локализованной на западе об-
4 — Металлогения
49


ласти в пределах Мургальского, Пекульнейского и Майницкого тер-
рейнов и 2) позднемеловой-раннепалеогеновой, приуроченной к Олю-
торскому, Ирунейскому, Валагинекому, Столбовскому и Кроноцкому
террейнам. Главные структурно-вещественные особенности названных
террейнов состоят в существенном преобладании тектонических пла-
стин флишевых и хаотических комплексов, а также серпентинитового
меланжа, формировавшихся в обстановках преддуговых и задуговых
прогибов, глубоководных желобов и аккреционных призм. Базальт-
андезитовые и обломочные комплексы вулканических дуг слагают уз-
кие тектонические клинья. Обстоятельная характеристика микститов,
океанических и островодужных офиолитов в составе островодужных
террейнов, формировавшихся в обстановках энсиматических юных
островных дуг, приведена в серии методических руководств [Геологи-
ческое картирование хаотических..., 1992; Изучение офиолитовых...,
1994]. Поэтому здесь характеризуются комплексы лишь одного —
Олюторского островодужного террейна, в котором, как и в Тагильской
дуге на Урале, размещены платиноносные дунит-клинопироксенит-
габбровые массивы [Батанова, Астраханцев, 1992]. Олюторский тер-
рейн вместе с Ирунейским и Валагинским являются сегментами се-
нон-палеоценового Олюторско-Камчатского островодужного террейна
[Парфенов и др., 1993; Соколов, Белобяжский, 1996].
В строении Олюторского островодужного террейна обособляются
океанический альб-кампанский кремнисто-вулканогенный валагинс-
кий и островодужный кампан-нижнепалеогеновый вулканогенно-об-
ломочный ачайваямский комплексы. Нижняя, кампан-маастрихтская
часть островодужного комплекса представлена кристалло-литокласти-
ческими туфами основного и ультраосновного состава, пикритами, ба-
зальтами, лавобрекчиями основного состава, туфопесчаниками, туфо-
силицитами и туфоалевролитами. В верхней, маастрихт-нижнепалео-
геновой части развиты кремни, мелкозернистые песчаники и аргилли-
ты. Анализ материалов по Олюторскому террейну позволяет наметить
в его пределах следующие островодужные элементы (с северо-запада
на юго-восток): 1) аккреционную призму — фронтальная зона Ватын-
ского шарьяжа, сложенная океаническими образованиями ватынской
серии; 2) внешнее дуговое поднятие — тыловая зона Ватынского
шарьяжа с полями развития раннеостроводужных существенно магма-
тических образований кампан-маастрихтского возраста; 3) преддуго-
вой прогиб, сложенный существенно осадочными маастрихт-палеоге-
новыми толщами. В пределах Олюторского террейна позднеострово-
дужные образования вулканической дуги не устанавливаются. Вполне
возможно, что комплексы вулканической дуги располагаются за преде-
лами Олюторско-Камчатского составного террейна и таковыми явля-
50


ются палеоценовые и эоценовые островодужные базальты Кроноцкого
и Столбовского террейнов на полуостровах Восточной Камчатки.
Интрузивные дунит-клинопироксенит-габбровые и клинопироксе-
нит-габбро-диоритовые комплексы прослеживаются вдоль всей фрон-
тальной зоны Олюторского террейна — от залива Корфа на юго-западе
до побережья Берингова моря на северо-востоке. В. Г. Батановой и
О. В. Астраханцевым [1992] они подразделяются на три типа: 1) ли-
нейных массивов с высокотемпературными пластическими деформа-
циями — Сейнавский массив; 2) концентрически зональных массивов
Эпильчикской группы — дуниты в ядре, клинопироксениты и габбро в
оболочке; 3) существенно габбро-диоритовых массивов — Итчайваям-
ский плутон. Интрузии Эпильчикской группы на северо-восточном
фланге Олюторского террейна прорывают все океанические и низы
островодужных образований. Они древнее осадочных толщ преддуго-
вого прогиба, которые содержат обломки габброидов и клинопироксе-
нитов. Установлено, что состав минеральных парагенезисов интрузив-
ных комплексов идентичен набору минералов-вкрапленников (оливин,
хромовая шпинель, клинопироксен) раннеостроводужных пикритов и
базальтов, что, по-видимому, указывает на тесные связи вулканическо-
го и плутонического комплексов. В связи с этим предполагается, что
зональные массивы представляют собой застывшие промежуточные
разной глубинности магматические камеры, в которых осуществлялось
частичное фракционирование родоначальных расплавов островодуж-
ных вулканических серий.
С островодужными дунит-клинопироксенит-габбровыми комплек-
сами Олюторского террейна связаны крупные россыпные месторожде-
ния платины, в аккреционных призмах локализованы лиственитовые
месторождения ртути, а в вулканических дугах золото-кварцевые, зо-
лото-серебряные, золото-сульфидные и медно-колчеданные месторож-
дения и рудопроявления [Геологический атлас..., 1996].
В пределах Монголо-Охотской области широко развиты структур-
но-вещественные комплексы задуговых бассейнов и аккреционных
призм. Однако вулкано-плутонические комплексы вулканических дуг
устанавливаются лишь в одной — Каменской дуге, расположенной на
западе области, в Агинско-Борщовной зоне [Гусев, Песков, 1996; Гу-
сев, Хаин, 1995; Зоненшайн и др., 1998; Структурно-формационная...,
1994].
В Каменской вулканической дуге развиты вулкано-плутонические
комплексы позднетриасового возраста. Это плутонические образова-
ния габбро-плагиогранитной и вулканиты непрерывной базальт-анде-
зит-риолитовой ассоциаций. В основании разреза залегают конгломе-
раты, андезито-базальты и андезиты, а в верхней части средние и кис-
51


лые эффузивы. Вулканические и плутонические магматиты низко- и
умереннокалиевые, геохимически слабоспециализированные, без ме-
сторождений полезных ископаемых.
Ансамбли покровно-складчатых террейнов Сихотэ-Алинской об-
ласти, так же как и Монголо-Охотской, характеризуются преимущест-
венным развитием флишево-олистостромовых комплексов, формиро-
вание которых связывается с обстановками аккреционных призм и
турбидитового задугового бассейна. Лишь два террейна: нижнепалео-
зойский Лаоелин-Гродековский (запад области) и меловой Кемский
(восток области) рассматриваются в качестве островодужных. Строго-
обоснованная их характеристика не опубликована. Имеются лишь ука-
зания на развитие морских базальт-андезит-риолитовых вулканитов. В
островодужном комплексе Кемской дуги локализовано лишь одно мел-
кое медно-порфировое с серебром Пластунское месторождение [Кос-
терев и др., 1997; Ханчук и др., 1995].
Верхнемеловая Восточно-Сахалинская, скорее всего юная остров-
ная дуга в составе Сихотэ-Алинской области, представлена отдельны-
ми фрагментами тектонических покровов. Вероятнее всего, в ее аккре-
ционной призме развиты образования хаотического комплекса. Его ма-
трица сложена сланцево-аргиллитовой брекчией, а олистолиты и тек-
тонические пластины представлены серпентинизированными дунита-
ми и гарцбургитами, габбро, толеитовыми и щелочно-оливиновыми
базальтами, лейкобазальтами, рифогенными известняками, глубоко-
водными кремнистыми осадками, грубообломочными породами с фло-
рой. Комплекс вулканической дуги образован чередованием андезитов,
андезито-базальтов, дацитов, риолитов, туфов, яшм, флишевых паке-
тов. С ними пространственно совмещены щелочные базальты и гавай-
иты [Зоненшайн и др., 1990; Тектоника континентальных..., 1980]. Со-
гласно [Геологический атлас..., 1996], в Восточно-Сахалинской дуге,
кроме ультрабазитов дунит-перидотитовой ассоциации, имеются и ду-
нит-клинопироксенит-габбровые массивы. С ними связаны мелкие
проявления хромитов с платиной. В породах вулканической дуги за-
ключены мелкие золото-шеелитовые, золото-кварцевые и золото-суль-
фидно-кварцевые месторождения.
Характеристика современных островных дуг России — Куриль-
ской, Мало-Курильской и Алеутской — здесь не приводится, она дана
в предыдущей главе.
52


Глава 3
УЛЬТРАМАФИТОВАЯ И БОНИНИТОВАЯ АССОЦИАЦИИ
СОВРЕМЕННЫХ ЮНЫХ ОСТРОВНЫХ ДУГ
В отличие от хорошо известных пород базальт-андезито-базальто-
вой, андезитовой, андезит-дацит-риолитовой и других островодужных
формаций ультрамафитовая и бонинитовая ассоциации юных остров-
ных дуг до недавнего времени оставались малоизученными по ряду
причин. Главные из них — относительная удаленность и преимущест-
венно подводное положение выходов бонинитов и ультрамафитов, не-
ясность их тектонической позиции, низкие содержания в породах и
минералах ряда химических элементов. Новые материалы последних
лет, в частности, полученные современными аналитическими метода-
ми геохимические данные, представляют особый интерес для геологов
в связи с индикаторными свойствами ультрамафитов и бонинитов.
УЛЬТРАМАФИТОВАЯ АССОЦИАЦИЯ
Проявления пород этой ассоциации обычно локализуются во
фронтальных зонах юных островных дуг, в пределах сравнительно уз-
кой и наиболее глубоководной части желобов в виде брекчированных,
вероятнее всего, протрузивных и тектонически раздробленных масси-
вов. По данным драгирования и глубоководного бурения, они пред-
ставлены полимиктовыми брекчиями, состоящими из обломков пла-
гиоклазовых и шпинелевых лерцолитов, гарцбургитов, дунитов, веб-
стеритов, оливиновых ортопироксенитов и пород основного, среднего
и кислого составов: габбро-норитов, габбро, диоритов, габбро-диаба-
зов, диоритов, кварцевых диоритов, плагиогранитов, базальтов, анде-
зито-базальтов, бонинитов в ассоциации с кремнистыми сланцами и
известняками [Высоцкий, Злобин, 1987; Ishii et al., 1992; Фролова, Бу-
рикова, 1997]. По ряду признаков эти породы предположительно со-
поставляются с тектонизированными ультрамафитами, расслоенными
мафит-ультрамафитовыми и дайковыми комплексами.
53


Среди ультрамафитовых пород юных островных дуг можно выде-
лить ассоциации двух типов [Ishii et al., 1992]. Первый из них (лерцо-
лит-гарцбургитовый) характеризуется более широким спектром в раз-
личной степени деплетированных перидотитов, во втором (гарцбурги-
товом) наряду с преобладающими гарцбургитами в подчиненных ко-
личествах встречаются дуниты; породы лерцолитового состава, по-ви-
димому, отсутствуют.
ЛЕРЦОЛИТ-ГАРЦБУРГИТОВЫЙ ТИП
Породы этого типа в юных островных дугах располагаются в ниж-
них частях островодужных склонов глубоководных желобов, слагая
либо фронтальные выступы фундамента собственно островодужной
системы, либо отдельные пластины в составе аккреционных призм в
чередовании островодужных и собственно океанически-плитных
клиньев. До настоящего времени ультрамафиты лерцолит-гарцбурги-
тового типа охарактеризованы только материалами драгирования, в
связи с чем остаются неясными условия первичного залегания и пара-
генетические соотношения представляющих этот тип пород.
В наиболее подробно изученной Марианской островной дуге ульт-
рамафиты лерцолит-гарцбургитового типа находятся в определенных
пространственных соотношениях с собственно гарцбургитовыми пе-
ридотитами. Судя по данным драгирования [Ishii et al., 1992], они при-
урочены к нижним частям островодужных склонов глубоководных же-
лобов между их осевыми зонами и цепями серпентинитовых подвод-
ных гор (рис. 3.1,3.2).
Столь же характерно местоположение ультрамафитов этого типа в
структуре дуги Тонга: серпентинизированные дуниты, гарцбургиты,
лерцолиты, ортопироксениты и верлиты, т. е. комплекс пород, вклю-
чающий относительно высококальциевые разности, также приурочен к
наиболее глубоким частям желоба [Высоцкий, Злобин, 1987]. По дан-
ным этих исследователей, общий разрез офиолитового комплекса мо-
жет быть представлен в следующем виде. В основании островодужно-
го склона желоба, судя по материалам драгирования, располагаются
аполерцолитовые, апогарцбургитовые и аподунитовые серпентиниты.
Реликтовые кристаллы оливина и энстатита характеризуются незначи-
тельными изменениями железистости (f = 8-11 %). Интенсивность сер-
пентинизации пород превышает 80 %. По этим признакам они вполне
аналогичны офиолитовым ультрабазитам всего мира [Лазько, 1988,
с. 23].
Выше по склону в интервале глубин 5 400-4000 м выходят раз-
личные габброиды и ортопироксениты. Плагиоклазы и ортопироксены
54


Рис. 3.1. Проявления магматических пород ультрамафит-мафитовой и
бонинитовой групп в Идзу-Бонин-Марианской островодужной системе, по
[Natland, Tarney, 1982; Апродов, 1982; Шараськин, 1987 и др.]
/ — ультрамафит-мафитовая ассоциация серпентинитовых подводных гор: а — в
скважинах 783, 778 и др. программы океанического бурения (ODP), б — по [Taylor В.,
1992]; 2-4 — бонинитовая ассоциация: 2 — высокомагнезиальные бониниты островов
Бонин (Б), Сайпан (С) и Гуам (Л, 3 — бониниты, драгированные на склонах Мариан-
ского и Идзу-Бонинского желобов (а — ультрамагнезиальные; б — высокомагнезиаль-
ные), 4 — в разрезах скважин ODP 786 (бониниты и бронзитовые андезиты), 793 (низ-
котитанистые двупироксеновые андезито-базальты) и глубоководного морского бурения
(DSDP) 458 (бронзитовые андезиты) (а — ультрамагнезиальные, б — высокомагнези-
альные); 5 — плиоцен-четвертичные наземные и подводные стратовулканы (а) и каль-
деры (б); 6 — осевые зоны глубоководных желобов (границы литосферных плит); 7 —
контуры подводных островодужных поднятий и древних островных дуг; 8 — внутри-
дуговые (Сумису) и задуговые (Паресе-Вела) рифты.
55


Дуга
3000
6000
9000 мг-
Рис. 3.2. Локализация проявлений кайнозойского вулканизма, бони-
нитовой и ультрамафитовой ассоциаций в схематическом поперечном
разрезе Идзу-Бонинской островной дуги, по [Fujioka et al., 1992] и материа-
лам рейсов 125 и 126 Программы океанического бурения [Proc. ODP, Sci.
Res.].
габброидов представлены идиоморфными кристаллами кумулятивной
фазы, образующей матрицу по отношению к ксеноморфным клинопи-
роксенам, рудным минералам и в редких случаях также кварцу. Полос-
чатые текстуры позволяют относить габброиды и ортопироксениты,
вероятно, образующие шлиры в габброидах, к расслоенному комплек-
су. В этом же интервале появляются первые обломки тоналитов и пла-
гиогранитов.
В габброидах и ультрамафитах с повышенными содержаниями
кальция, алюминия и титана отмечаются вторичные амфиболы (акти-
нолит-роговообманкового ряда), тальк, хлорит и деанортитизирован-
ный плагиоклаз [Силантьев, Злобин, 1986]. Железистость ортопирок-
сена в ортопироксенитах и габброидах (18-26 и 40-^46% соответст-
венно) заметно выше, чем в ультрамафитах основания островодужного
склона. В верхней части интервала габброиды сменяются зеленока-
менно измененными массивными и пористыми метабазальтами и диа-
базами с единичными обломками кварцсодержащих риолитов.
Выше по склону в 500-метровом интервале отмечается зона сильно
раздробленных серпентинитов и зеленых сланцев с зеркалами сколь-
жения. Над этой тектонической зоной в интервале глубин (3 500-
1 900 м) драгированы обломки преобладающих амфиболизированных
габбро и габбро-норитов в ассоциации с верлитами, долеритами, тона-
литами, трондьемитами и плагиогранитами. Над ними (1 900-1 200 м)
выделяется толща шаровых лав низкокремнеземистых бонинитов, род-
ственных им низкотитанистых и низкоглиноземистых андезито-базаль-
тов, туфов и туфогенно-осадочных пород [Высоцкий, Злобин, 1987].
56


В табл. 3.1 приводятся химические составы пород лерцолит-гарц-
бургитового типа глубоководных желобов Западной части Тихого оке-
ана. Среди них по содержаниям ряда компонентов, в первую очередь
кремнезема, магния и никеля, и по минеральному составу выделяются
две группы: ультрабазитовая, включающая дуниты, гарцбургиты и
лерцолиты, и базитовая ультрамафитовая (вебстериты, ортопироксени-
ты и верлиты). Гарцбургиты — преобладающие породы этих ассоциа-
ций — отличаются от дунитов повышенными содержаниями железа,
более высокой величиной железо-магниевого отношения и сравни-
тельно низкими концентрациями никеля. Лерцолиты представлены
единичными образцами. По сравнению с дунитами и гарцбургитами
они менее магниевые, более кальциевые и практически не отличаются
от лерцолитов офиолитовой ассоциации Западного Средиземноморья и
срединно-океанических хребтов.
Богатые кальцием базитовые члены ультрамафитовой ассоциа-
ции — вебстериты и верлиты (табл. 3.1) — обычно относятся к разря-
ду кумулятивных образований и интерпретируются как характерные
представители надсубдукционных офиолитов, сформированные в ус-
ловиях более ранней кристаллизации клинопироксена по сравнению с
плагиоклазом [Пирс и др., 1987]. К кумулятивному комплексу, по-ви-
димому, принадлежат и ортопироксениты, по соотношениям щелочей,
железа и магния отвечающие «нижним» габбро классических офиоли-
товых ассоциаций [Высоцкий, 1989].
Противопоставление островодужных лерцолитов срединно-океа-
ническим по минералогии, петрохимии и геохимии носит до настоя-
щего времени статистический характер. Содержания некогерентных
индикаторных микроэлементов в лерцолитах, и тем более в гарцбурги-
тах островных дуг, обычно близки к порогу чувствительности анали-
зов. Очень низкие содержания петрогенных элементов базальтовой
группы: титана, алюминия, кальция, натрия и калия в большой степени
зависят от вторичных процессов и затушевывают различия, вероятно,
существовавшие первоначально. Ограниченность материала по собст-
венно островодужным лерцолитам не позволяет прийти к окончатель-
ным выводам. Что же касается гарцбургитов, то по материалам драги-
рования, среди них трудно выделить породы, относящиеся к лерцолит-
гарцбургитовой или к собственно гарцбургитовой ассоциациям.
Вследствие интенсивной серпентинизации и еще более высоко-
температурных метаморфических преобразований, отмечаемых в
ультрамафитах этой ассоциации, содержания петрогенных и подвиж-
ных микроэлементов в них могли испытать существенные изменения.
Концентрации инертных ко вторичным изменениям высокозарядных
элементов (Zr, Hf, Th, Nb, Та) в ультрамафитах в большинстве случаев
57


УЛЬТРАМАФИТЫ ЛЕРЦОЛИТ-
1
2
3
4
5
6
7
SiO2
44.13
41.88
45.74
47.91
44.30
44.15
46.87
TiO2
0.04
0.09
0.09
0.30
0.00
0.00
0.05
А12O3
0.30
2.32
2.98
7.72
0.82
0.43
0.59
FeO*
8.71
10.73
8.33
9.76
6.93
10.55
7.63
MnO
0.10
0.16
0.14
0.14
0.26
0.20
0.13
MgO
46.22
43.18
39.52
18.37
47.28
44.17
40.44
CaO
0.26
1.28
3.08
15.15
0.17
0.16
4.28
Na2O
0.15
0.23
0.11
0.62
0.23
0.10
—
K2O
0.07
0.10
0.01
0.03
0.02
0.08
—
P2O5
—
—
—
—
—
0.16
0.03
Rb
Ba
1
1
13
z
Sr
—
—
82
25
—
—
—
Cu
—
—
—
—
7
4
5
Zn
—
—
—
—
28
100
28
Cr
2485
8800
1960
1905
140
440
2420
Ni
2315
1880
1900
370
1700
1000
2075
Co
115
130
—
—
100
112
91
V
56
110
48
—
3
8
—
Число
проб
3
1
1
1
1
1
1
Примечание. 1-4 — Марианский желоб: 1 — гарцбургиты, 2 — плагиоклазовый
виновый вебстерит (3, 4 — по С. Блумеру и Дж. Хоукинсу [Лазько, 1988]); 5-10 — же
апогарцбургитовые, 7 — аполерцолитовые), 8 — плагиоклазовый ортопироксенит, 9 —
аккреционная призма (палеоленд) Огасавара [Говоров и др., 1996]: 11 — апогарцбурги
ставы «примитивной» мантии, пределы оценок, по [Лазько и др., 1988, с. 449 со ссыл
А. Рингвуда]. Содержания петрогенных окислов (маc. %) пересчитаны на 100 % их сум-
не превышают пределов чувствительности анализов. Более информа-
тивны сведения о составе минералов (табл. 3.2, 3.3), сохранившихся в
виде реликтов в серпентинизированных перидотитах Марианской впа-
дины [Савельева и др., 1980; Bloomer, Hawkins, 1983]. Оливины
(fo 87.8-90.7 %) и ортопироксены (en 90.5-91 %) лерцолитов несколько
более железисты, чем минералы гарцбургитов (fo 91.2-92, en 91.8-
92 %). В связи с этим гарцбургиты считаются деплетированными. Еще
более магнезиальны ортопироксены (en 92.1-93.6 %) гарцбургитов же-
лоба Тонга.
Другим признаком деплетированности островодужных перидоти-
тов считается повышенная хромистость шпинелей (34.5-42.8 % Cr2O3)
в лерцолитах, 47.6-54.8 % в шпинелях гарцбургитов Марианской впа-
дины и 45.3-54.5 % в хромитах гарцбургитов желоба Тонга [Лазько,
58


ТАБЛИЦА 3.1
ГАРЦБУРГИТОВОГО ТИПА
8
9
10
11
12
13
SiO2
53.01
56.60
49.36
46.08
43.68
44.7-46.2
ТiO2
0.10
0.04
0.21
0.01
0.11
0.17-0.22
А12О3
1.02
1.02
8.25
0.93
4.87
3.35-4.42
FeO*
15.73
8.13
9.09
8.87
9.11
7.58-8.41
MnО
0.30
0.22
0.19
0.27
0.21
0.13-0.15
MgO
25.57
31.87
19.67
43.27
37.55
37.9-38.7
СаО
3.64
1.12
12.01
0.13
4.07
3.26-3.56
Na2O
0.32
0.37
0.94
0.22
0.14
0.26-0.40
К20
0.10
0.28
0.14
0.04
0.06
0.02-0.04
Р2О5
0.21
0.34
0.15
0.17
0.22
—
Rb
Ва
15.8
16
z
Sr
—
—
—
18.2
16
—
Cu
60
40
3
—
—
—
Zn
250
83
74
—
—
—
Cr
480
3600
900
2725
2322
2668-3216
Ni
360
360
220
1268
785
1886-2200
Co
140
110
50
91.4
88
—
V
160
63
160
49.2
30
—
Число
проб
1
1
1
16
2
—
лерцолит, [1, 2 — по Савельевой и др., 1980], 3 — плагиоклазовый лерцолит, 4 — оли-
лоб Тонга [Высоцкий, Злобин, 1987]: 5-7— серпентиниты (5— аподунитовые, 6 —
бесполевошпатовый ортопироксенит, 10— верлит; 11, 12— Идзу-Бонинский желоб,
товые серпентиниты, 12 — плагиоклазовые лерцолиты; 13 — расчетные модельные со-
ками на Э. Ягутца и др., X. Ванке, С. Сана, С. Харта и А. Циндлера, С. Пресса и др. и
мы, концентрации микроэлементов даны в г/т.
1988]. Шпинели лерцолитов обогащены алюминием (18.2-31.2 %
А12Оз) и титаном (0.28-0.61 % ТiO2) по сравнению с хромитами гарц-
бургитов. Валовые составы пород и главные минералы лерцолитов
Марианского желоба и дуги Тонга обогащены элементами базальтовой
группы по сравнению с гарцбургитами. По многим параметрам эти
лерцолиты не отличаются от расчетных модельных составов «прими-
тивной» мантии (табл. 3.1), заметно уступая последним по концентра-
циям титана, алюминия и натрия. Характерны также повышенные со-
держания магния в островодужных лерцолитах.
Эти различия, как и признаки сходства, по многим причинам не
позволяют считать лерцолиты, драгированные в глубоководных жело-
бах, представителями неистощенной «примитивной» мантии. Аполер-
цолитовые серпентиниты желоба Тонга (табл. 3.1, 7) представлены
59


анализом с очень высокими содержаниями конституционной воды и
суммой компонентов больше 102% [Высоцкий, Злобин, 1987]. В более
поздних публикациях С. В. Высоцкого (1989) и других авторов эта по-
рода не упоминается. Плагиоклазовые лерцолиты Марианского желоба
(табл. 3.1, 2, 3) отнесены либо к кумулятивным образованиям [Савель-
ева и др., 1980], либо трактуются как «импрегнационные» или «вто-
ричные» лерцолиты, образовавшиеся за счет истощенных гарцбурги-
тов в результате взаимодействия с базальтовой жидкостью [Bloomer,
Hawkins, 1983; Лазько, 1988]. В образцах «кумулятивных» плагиокла-
зовых лерцолитов Марианского желоба отмечаются повышенные со-
держания хрома, что может быть следствием их истощенного рестито-
вого характера. Признаками вторичности их лерцолитовой природы
служит распределение пироксенов и псевдоморфоз плагиоклаза, обра-
зующего цепочки, косоориентированные к полосчатости, а также на-
личие двух генераций диопсидов с различной железистостью (fs 3.7 и
8.0%) и глиноземистостью [Савельева и др., 1980].
По-видимому, в настоящее время нет доказательств самостоятель-
ности пород лерцолитового типа в ассоциации ультрамафитов остров-
ных дуг. Единичные образцы лерцолитов, драгированные на острово-
дужных склонах глубоководных желобов, заметно уступают лерцоли-
там срединно-океанических хребтов по содержаниям орто- и клинопи-
роксенов [Лазько, Шарков, 1988]. «Кумулятивный» плагиоклазовый
«лерцолит» Марианского желоба (табл. 3.1, 2), содержащий всего
1.28% СаО даже после пересчета на сухой остаток, по нормативному
составу отвечает плагиоклазовому дуниту с долей диопсида менее
1.1%.
Вопрос о принадлежности лерцолитов к островодужным структу-
рам остается открытым, поскольку приходится иметь в виду возмож-
ность появления в фундаменте энсиматических дуг собственно океа-
нических лерцолитов. В случае Марианского желоба это могут быть
лерцолиты Филиппинской или Тихоокеанской плиты. Более вероятно
все же представление о вторичном происхождении лерцолитов рас-
сматриваемой ассоциации. К такому решению склоняет также анализ
относительной распространенности пород. Для ультрамафитовых ас-
социаций срединно-океанических хребтов характерно преобладание
лерцолитов над гарцбургитами при незначительной распространенно-
сти дунитов и пироксенитов. Островодужная ассоциация характеризу-
ется резким преобладанием гарцбургитов, существенной распростра-
ненностью дунитов и незначительной лерцолитов, причем в большин-
стве последние, если не все, возможно, являются вторичными образо-
ваниями по реститовым гарцбургитам. В настоящее время, по крайней
мере до получения достоверных результатов глубоководного бурения,
60


ТАБЛИЦА 3 2
ВЫБОРОЧНЫЕ ХАРАКТЕРИСТИКИ СОСТАВА ОЛИВИНОВ (Ol),
ОРТОПИРОКСЕНОВ (Орх) И КЛИНОПИРОКСЕНОВ (Срх)
ИЗ УЛЬТРАМАФИТОВ ЮНЫХ ОСТРОВНЫХ ДУГ
Лерцолит-гарцбургнтовый тип
Марианский желоб, по Лазько, 1988 [Савельева и др., 1980;
Bloomer, Hawkins, 1983]
Ol
Орх
Г
ЛИ
ЛК
Г
ЛИ
ЛК
Mg#
Сг203
NiO
91.2-92
0-0.03
0.31-0.38
87.8-90.5
0.01-0.05
0.19-0.40
90.7
0.04
91.8-92
0.12-0.67
0.06-0.10
90.5
0.59-0.68
0.02-0.04
91.0
0.58
Срх
ЛИ
ЛК
Mg#
• 88.4
92.9
Сг203
1.12
0.99
NiO
0.13
—
Желоб Тонга [Лазько, 1988]
01
Орх
Срх
Г
Г
Г
Mg*
Сг203
NiO
91.4-92
0.26-0.39
92.1-93.6
0.50-0.58
92.7
0.92
Аккреционная призма (палеоленд) Огасавара [Говоров и др., 1996]
01
°1
рх
Срх
Г
Л
Г
Л
Г
Mg#
Сг2Оз
NiO
91.2-91.9
0.01-0.06
0.28-0.42
87.9-91.0
0.02
О.ЗО-О.ЗЗ
89.7-92.7
0.27-0.76
0-0.09
89.8-90.4
0.59-1.07
0.02-0.07
91.9-92.3
0.97-1.00
0.02
Гарцбургитовый тип
Идзу-Бонинский и Марианский желоба [Ishii et al., 1992; Parkinson et al., 1992]
Ol
°l
px
Cpx
Г
Д
Г
Д
Г
Mg*
Cr203
NiO
91.8-93.4
0-0.03
0.30-0.41
90.9-92.2
0-0.03
0.35-0.37
91.8-92.5
0.37-0.58
0.04-0.10
92.0-92.4
0.41-0.57
0.08-0.10
94.3-95.5
0.59-0.96
0.04-0.17
Примечание. Mg" - Mg/ (Mg + Fe), мол. %, Г— гарцбургиты, Л— лерцолиты,
ЛИ— лерцолиты импрегнационные, ЛК— лерцолиты кумулятивные, Д— дуниты.
Содержания Сг20з и NiO приведены в мае. %.
61


лерцолит-гарцбургитовую ассоциа-
цию офиолитов глубоководных же-
лобов с определенной осторожно-
стью можно называть пространст-
венной, но не парагенетической.
Положение ультрамафитов лер-
цолит-гарцбургитового типа во
фронтальной части островодужной
структуры на самой границе с океа-
нической плитой особенно остро
ставит проблему их плитно-океа-
нического (слэбового) или острово-
дужного происхождения. С этой
точки зрения особенно интересны-
ми представляются материалы дра-
гирования палеоленда Огасавара —
подводного поднятия в наиболее
южной части Идзу-Бонинского же-
лоба [Говоров и др., 1996]. Оно рас-
полагается западнее океанического
плато Огасавара. Желоб между од-
ноименными палеолендом и плато
резко сужается, а его дно в месте
пережима поднимается до глубин
менее 4 ООО м.
В нижней островодужной части,
на восточном склоне палеоленда,
драгированы субщелочные шаровые
базальты, рифогенные известняки и
кремни сантон-кампанского возрас-
та. Базальты близки к аналогичным
породам смежного поднятия Тихо-
океанской плиты и рассматриваются
в качестве тектонических пластин,
или клиньев этой плиты, аккретиро-
ванных, т. е. тектонически вдвину-
тых в основание «палеоленда», тер-
риториально принадлежащего к ост-
роводужному сооружению, но океа-
нически-плитного по происхожде-
нию, по крайней мере в значитель-
ной своей части.
62


Гипсометрически выше [Говоров и др., 1996] драгированы облом-
ки пород офиолитовой ассоциации: вначале габброидов, диабазов,
ультрамафитов кумулятивного комплекса, низкотитанистых и бедных
калием толеитовых базальтов, бонинитов, кремнистых и карбонатных
пород. Еще выше подняты апогарцбургитовые серпентиниты с еди-
ничными обломками лерцолитов, пироксенитов, габброидов и диаба-
зов. В вершинной части палеоленда наряду с апогарцбургитовыми
серпентинитами вновь обнаруживаются кумулятивные ультрамафиты,
пироксениты, разнообразные габброиды, диабазы и переходные (суб-
щелочные) базальты с повышенными содержаниями титана и калия.
Создается впечатление неоднократно тектонически повторяемого
офиолитового разреза в этой пластине, по-видимому, надвинутой на
выходящие ниже по склону пластины с бонинитами, низкотитанисты-
ми и бедными калием толеитами. Породы, слагающие эту внутреннюю
(т. е. островодужную) часть желоба, имеют двойственное происхожде-
ние. Осадочные породы позднемелового возраста и субщелочные ба-
зальты представляют в нем клинья субдуцируемой Тихоокеанской пли-
ты, тектонически вдвинутые во фронтальную часть Идзу-Бонинского
островодужного пояса. Происхождение ультрамафитов в этой связи
остается неопределенным.
Плагиоклазовые лерцолиты отнесены [Говоров и др., 1996] к рас-
слоенной серии, противопоставляемой «тектоническим» апогарцбур-
гитовым серпентинитам. Лерцолиты драгированы на сравнительно не-
больших глубинах в привершинной части палеоленда, гипсометриче-
ски выше бонинитов, в связи с чем предполагается тектоническое над-
вигание ультрамафитовой пластины на островодужный комплекс, ко-
торый в свою очередь также, вероятно, залегает в тектонической пла-
стине аккреционного клина.
Плагиоклазы и клинопироксены в лерцолитах пространственно
взаимосвязаны и заполняют интерстиции между кристаллами оливи-
нов. Клинопироксены ксеноморфны по отношению к оливинам и пла-
гиоклазам [Говоров и др., 1996]. Пересчеты трех приведенных анали-
зов этих пород показывают, что только две из них могут считаться пла-
гиоклазовыми лерцолитами (табл. 3.1), содержащими соответственно
4.4 и 5.5 % нормативного диопсида и 5.2 и 18.3 % гиперстена. Составы
оливинов (87.9% fo) и ортопироксенов (89.8-90.4% en) плагиоклазо-
вых лерцолитов (табл. 3.2) мало отличаются по железистости от оли-
винов и ортопироксенов из лерцолитов Марианского желоба [Лазько,
1988; Говоров и др., 1996]. Магнезиальность минералов (табл. 3.2) из
гарцбургитов палеоленда Огасавара (91.2-91.9 fo; 89.7-92.7% en), бо-
лее высокая, чем в соответствующих лерцолитах, что согласуется с от-
носительной обогащенностью лерцолитов элементами базальтовой
63


группы и со сравнительно низкими содержаниями в этих породах маг-
ния. Шпинели лерцолитов обогащены титаном (табл. 3.3) по сравне-
нию с шпинелями гарцбургитов, наиболее хромистые и наименее гли-
ноземистые шпинели характерны для гарцбургитов, что наряду с по-
вышенной магнезиальностью силикатных минералов подтверждает ис-
тощенный, вероятно, реститовый генезис этих пород. По сравнению с
расчетными составами «примитивной» мантии плагиоклазовые лерцо-
литы палеоленда обеднены титаном, натрием, хромом и никелем. Это
не противоречит представлениям о вторичной (апогарцбургитовой)
природе лерцолитов аккреционной призмы.
ГАРЦБУРГИТОВЫЙ ТИП
Сведения о породах гарцбургитового типа представляются наибо-
лее достоверной характеристикой собственно островодужных ультра-
мафитов, поскольку они основываются на материалах глубоководного
бурения. В последнее десятилетие на преддуговых подводных подня-
тиях Идзу-Бонинской и Марианской дуг по кернам скважин и визуаль-
ным наблюдениям с подводных аппаратов детально охарактеризованы
весьма специфические диапировые выступы ультрамафитов и грязе-
вые серпентинитовые вулканы, образующие подводные горы на рас-
стояниях 20-120 км от осевых линий желобов (рис. 3.1, 3.2). В Идзу-
Бонинском и Марианском желобах на всем их протяжении выявлено
более сотни таких подводных гор. Многие из них, сложенные серпен-
тинитовыми илами, интерпретируются [Hussong, Fryer, 1981; Fryer,
1992; Phipps, Ballotti, 1992] как диапиры, растущие из зоны Беньофа.
По размерам (до 30-50 км в диаметре при высоте до 2 км) и морфоло-
гии они сходны с магматическими постройками щитовых вулканов. На
склонах серпентинитовых гор наблюдениями с подводных аппаратов
выявлены ветвящиеся грязевые потоки серпентинитовых илов, подоб-
ные потокам высокоподвижных жидких базальтовых лав гавайских
вулканов типа пахоэхоэ.
В пластичной серпентинитовой матрице этих грязевых вулканов
содержатся обломки, представленные преимущественно серпентини-
зированными гарцбургитами, дунитами, серпентинитами, мафически-
ми метабазитовыми и осадочными породами. На вершине одной из та-
ких гор, получившей название Конической (скв. 780 ODP), на глубинах
около 3 100 м обнаружены выходы опресненных вод необычного со-
става, фильтрующихся через илы со скоростями несколько миллимет-
ров в год. В местах их просачивания обнаружены «трубы» высотой до
3 м, сложенные арагонитом, кальцитом и аморфным магниевым сили-
катом. Непосредственными наблюдениями с подводного аппарата «Ал-
64


вин» на вершине этой горы установлены современные потоки некон-
солидированного тонкообломочного осадочного серпентинита, кото-
рые явно вытекают из вершинной части горы и облекают окрестности
вершины. Восходящие потоки тонкообломочного серпентинита, про-
трудирующие Коническую гору, сопровождаются глубинными водами
[Fryer, 1992].
Температуры просачивающихся вод в местах выхода на морское
дно (13° С) на 11° выше, чем измеренные по соседству температуры
морской воды на этих же глубинах. По сравнению с морской водой по-
ровые воды серпентинитовых илов характеризуются высокими значе-
ниями рН (до 12.6), обогащены метаном, этаном и пропаном, серово-
дородом, аммиаком, сульфатом, калием, рубидием и бором, но сильно
обеднены литием, магнием, кальцием, стронцием^ серой-34, имеют
низкие концентрации кремния, бария, марганца, хлорида и бромида.
Метан и сероводород нехарактерны для осадков Марианской пред-
дуговой зоны, бедных органическими углеводородами, в связи с чем
обсуждается формирование этих газов в зонах глубинной серпентини-
зации под влиянием ювенильных мантийных флюидов. Эти и другие
особенности (микроэлементный состав вод, изотопный состав араго-
нитов) позволяют предполагать [Haggerty, 1987; Fryer, 1992; Mottle,
1992], что поровые воды подводных серпентинитовых гор образуются
в верхней части погружающейся плиты на глубинах около 30 км ниже
морского дна в результате нагревания и обезвоживания осадков и ба-
зальтов субдуцируемой океанической коры, а также пород преддуговой
мантии.
В формировании флюида серпентинитовых гор принимали участие
также захороненные или просачивающиеся «рециклинговые» морские
воды, о чем могут свидетельствовать находки хлорсодержащего мине-
рала айоваита [Heling, Schwarz, 1992].
Под воздействием постоянного подтока глубинных вод из зоны
субдукции в условиях низко- и среднетемпературного метаморфизма
происходит продолжающаяся с начала формирования островной дуги
и доныне серпентинизация ультрамафитовых пород в вышележащем
мантийном клине. Вследствие явного избытка водного флюида обра-
зуются всплывающие и извергаемые на морское дно серпентинитовые
глины и илы плотностью менее 2 г/см3. В их составе, по данным изу-
чения проб скв. 780 с вершины Конической горы, представленных псам-
митами, алевритами и пелитами, 55 % серпентинита, 20 % глин, 20 %
непрозрачных минералов, 5 % эпидота-цоизита и следы хлорита. В боль-
шинстве проб отмечаются гнезда аутогенного арагонита, в отдельных
прослоях — примесь детритового и биогенного материала, в частно-
сти, фораминифер (до 10%), нанофоссилий, спикул, силикофлагеллат,
5 — Металлогения
65


диатомовых и радиолярий. На внешних склонах серпентинитовых вул-
канов грязевые потоки частично обезвоживаются и уплотняются.
Серпентинитовые илы обычно содержат вынесенные с больших
глубин мелкие обломки и крупные размерами более 10 м блоки мета-
морфизованной нижней коры или верхней мантии [Fryer, 1992]: сер-
пентинизированные ультрамафиты, реже мафические метавулканиты и
метаморфические породы. Серпентинитовые грязевые вулканы пред-
ставляют собой современную действующую природную модель обра-
зования нетектонических меланжей (микститов).
Наряду с активными в наши дни серпентинитовыми грязевыми
вулканами типа Конической подводной горы бурением установлены
[Fryer, 1992] аналогичные «потухшие» диапиры. Примером может
быть подводная гора Торисима в Идзу-Бонинской преддуговой зоне
(скв. 783, 784 ODP, рис. 3.1, 3.3). На этой горе под осадками средне-
миоценового возраста также установлены затвердевшие грязевые сер-
пентинитовые потоки и кальцитовые «каминные трубы» — индикато-
ры существовавших ранее и активно действовавших источников глу-
бинных вод.
Третий, по-видимому, еще более плотный тип серпентинитовых
выступов представлен подводной горой Пэкмен. Она находится всего в
20 км юго-восточнее активного грязевого вулкана Конической горы, но
отличается наличием центральной депрессии и полукольцевых хреб-
тов. Серпентинитовые потоки спускаются от эскарпа, сложенного, судя
по наблюдениям с «Алвина», скальными серпентинитами. Морфоло-
Котловина
Сикоку
443
ti| Преддуговой
§|| прогиб g<p
Бонинский
желоб
10
20 h
t
км 30
Рис. 3.3. Схематический широтный разрез через Идзу-Бонинскую же-
лобно-дуговую систему. Номера соответствуют скважинам глубоководно-
го бурения (рейсы 58,125 и 126). По [Taylor R. N. et al., 1992].
66


гия этого диапира больше напоминает дацитовые купола, для которых
характерны телескопические перемещения блоков по полукольцевым
разломам [Phipps, Ballotti, 1992].
Серпентинитовые горы фронтальных частей островодужных
структур в широком смысле являются поверхностными диапирами
клина серпентинизированных перидотитов, сформированными при ме-
таморфическом расширении ультрамафитов над начальным пологим
участком сейсмофокальной зоны [Fryer, 1987]. Гравиметрические дан-
ные показывают, что серпентинитовые горы действительно сложены
легким веществом, но в промежутках между ними скрытый под осад-
ками фундамент имеет существенно большую плотность [Horin et al.,
1990]. Следовательно, перидотиты этого клина могут быть серпенти-
низированы неравномерно и что, может быть, еще важнее, — в раз-
личной степени насыщены водой. Это может быть одной из причин
неравномерного распространения в пространстве водонасыщенных
вулканитов, в частности, бонинитовой серии.
Подводные серпентинитовые горы в Марианском желобе при об-
щих его простираниях, сменяющихся от северо-западных в северной
части на субмеридиональные в центральной, приурочены к линеамен-
там северо-восточного простирания [Fryer, 1992]. Явлениям пластич-
ного нагнетания подвергаются в первую очередь не массивные серпен-
тиниты, имеющие прочность гранита, а серпентинитовые илы и глины,
насыщенные водой, характеризующиеся низкими плотностями и резко
пониженной прочностью [Phipps, Ballotti, 1992].
Время формирования серпентинитовых гор, судя по определениям
возраста перекрывающих их осадков, растягивается на многие мил-
лионы лет. Этим и различиями происхождения обломков в серпенти-
нитовой матрице в большой мере объясняются противоречивые воз-
растные датировки офиолитовых комплексов. Успехи в изучении сер-
пентинитовых подводных гор позволяют по-новому оценивать условия
формирования ультрамафитовых членов офиолитовых формаций ост-
ровных дуг, в частности, в сопряженных процессах диапировой про-
трузии и грязевого серпентинитового вулканизма на морском дне.
Обломки и блоки ультрамафитовых пород, поднятые в виде керна
скважин глубоководного бурения серпентинитовых гор в Идзу-Бо-
нинском и Марианском желобах, составляют около 80% от общего
числа всех обломков и представлены преимущественно гарцбургитами
(61 %), серпентинитами преимущественно апогарцбургитового типа
(20%) и дунитами (19%). Лерцолиты не обнаружены [Ishii et al., 1992].
Гарцбургиты и дуниты обычно интенсивно (на 80-100%) серпентини-
зированы. В первичном составе гарцбургитов преобладают оливин
(60-95 %) и ортопироксен (5-40 %) при резко подчиненных количест-
67


вах клинопироксена (< 2-4 %) и хромовой шпинели (< 2 %). Дуниты
отличаются повышенными содержаниями оливина (90-99 %), ортопи-
роксены в этих породах составляют до 9 об. %, менее 1 % приходится
на долю хромовой шпинели, клинопироксены, как правило, отсутст-
вуют. Серпентиниты сложены лизардитом и антигоритом, в сложных
системах прожилков отмечены хризотил, тальк, карбонаты, брусит,
эпидот и цоизит.
Оливины и ортопироксены в дунитах и гарцбургитах данной ассо-
циации характеризуются (табл. 3.2) небольшими колебаниями желези-
стости (fo 90.9-93.4, en 91.8-92.5%) и равновесными соотношениями
с диопсидами (Ca48.8Mg48.6Fe2.6) и редкими магнезиальными роговыми
обманками (Mg# = 0.93).
В перидотитах Идзу-Бонин-Марианских желобов отмечены два
типа серпентинизации [Parkinson et al., 1992]: 1) низкотемпературная
(<250°С), при которой оливин замещается петельчатым лизардитом,
ортопироксен — баститовым лизардитом, многие перидотиты пересе-
каются серией хризотиловых прожилков; 2) высокотемпературная
(около 600° С), проявленная в замещении оливина пластинчатым анти-
горитом, ортопироксена — тремолитом и сопровождающаяся образо-
ванием хлоритовых каемок вокруг многих зерен шпинели. Наряду с
этим во многих перидотитах отмечаются тонкие прожилки высоко-
кальциевого диопсида и новообразования свежего оливина за счет ре-
зорбции ортопироксена [Girardeau, Lagabrielle, 1992].
Гарцбургиты и дуниты очень близки друг к другу по минерально-
му и химическому составу как вследствие высокого содержания оли-
вина в тех и других, так и в результате серпентинизации, сглаживаю-
щей первоначальные различия пород (табл. 3.4). Об интенсивной сер-
пентинизации дунитов и гарцбургитов свидетельствуют петрографи-
ческие данные и высокие значения потерь при прокаливании, в сред-
нем одинаковые для дунитов, гарцбургитов и серпентинитов (около
15 мае. %).
Гарцбургиты Идзу-Бонинского и Марианского желобов по сравне-
нию с дунитами этих же регионов незначительно обогащены элемен-
тами мафитовой группы: Si, Al, Са, Na, К, Р, Rb, Ва, Sr, Zr, Си, V, Sc,
Ей, Lu и обеднены Fe, Mg, Cr, Ni, Co, Y. Содержания высокозарядных
микроэлементов в дунитах, гарцбургитах и серпентинитах в подав-
ляющем большинстве случаев ниже чувствительности анализов. Сер-
пентиниты по сравнению с ассоциирующими гарцбургитами (табл.
3.4) богаче Ti, Al, Са, Na, К, Р, Sr, Zr, Си, V, но беднее Сг и Ni. Из при-
веденного сопоставления следует, что серпентинизация, интенсивно
проявленная как в дунитах, так и в гарцбургитах, приближает химиче-
ский состав ультрамафитов к базальтовому профилю. Эти метаморфи-
68


ТАБЛИЦА 3.4
СРЕДНИЙ СОСТАВ УЛЬТРАМАФИТОВ ГАРЦБУРГИТОВОГО ТИПА
ИДЗУ-БОНИНСКОГО И МАРИАНСКОГО ЖЕЛОБОВ В СОПОСТАВЛЕНИИ
С ГАРЦБУРГИТАМИ ОФИОЛИТОВЫХ КОМПЛЕКСОВ ЮЖНОГО УРАЛА
1
2
3
4
5
6
7
Si02
40.35
43.38
44.65
43.57
45.30
44.72
46.64
ТЮ2
0.002
—
0.0001
—
0.03
0.02
0.01
А1203
0.24
0.44
0.61
0.56
0.82
0.91
1.10
FeO*
9.79
8.09
8.00
8.07
7.73
7.22
8.21
МпО
0.16
0.12
0.12
0.14
0.14
0.12
0.13
MgO
49.30
47.62
46.09
47.03
44.55
46.12
42.86
СаО
0.17
0.35
0.51
0.62
1.25
0.86
0.95
Na20
—
—
—
0.008
0.11
0.02
0.04
к2о
—
0.004
—
0.007
0.06
—
0.02
р2о5
—
—
—
0.001
0.01
—
0.04
Число
1
14
8
41
16
проб
1
1
Rb
0.036
0.40
0.14
0.75
0.5
—
1.90
Ва
11
12.67
—
14.8
—
0.00
9.74
Sr
4.11
3.73
3.44
22.4
162
0.00
3.54
Zr
0.095
1
0.16
1.47
24.8
0.00
0.03
Nb
—
—
0.037
—
—
1.85
3.26
Си
3
3.54
4.94
3.85
9.2
1.55
14.74
Zn
38
34.8
38.5
38.4
36.9
69.21
30.83
Cr
2380
2129
2074
1935
1215
2952
2582
Ni
2858
2430
2292
2338
2065
—
2204
Co
122
—
112
—
110
135.4
104.8
V
14
25.2
29.6
28.1
34.1
35.6
33.46
Sc
3.55
—
8.32
—
—
4.45
6.57
Y
0.018
0.83
0.056
0.37
0.5
2.02
0.36
La
0.0349
—
0.121
—
—
0.00
0.18
Ce
0.0497
—
0.015
—
—
0.00
0.15
Sm
0.0009
—
0.001
—
—
0.00
0.01
Eu
0.0003
—
0.0006
—
—
0.00
0.00
Yb
0.0167
—
0.021
—
—
0.00
0.05
Lu
0.0018
—
0.0047
—
—
0.00
0.00
Примечание. 1-5— ультрамафиты гарцбургитового типа Идзу-Бонинского и
Марианского желобов: 1 — дуниты, 3 — гарцбургиты [Parkinson et al., 1992], 2 — ду-
ниты, 4 — гарцбургиты, 5 — серпентиниты [Fryer et al., 1990; Heling, Schwarz, 1992]; 6,
7— гарцбургиты Южного Урала: б— гарцбургитовый тип, Кемпирсайский массив
(петрохимические данные по [Лазько, 1988]) и кемпирсайско-хабарнинский комплекс
(концентрации микроэлементов [Ферштатер, Беа, 1996]), 7— лерцолитовый тип, Нура-
линский массив [Ферштатер, Беа, 1996]. Содержания петрогенных окислов (мае. %) пе-
ресчитаны на 100 % их суммы, концентрации микроэлементов даны в г/т.
69


ческие преобразования особенно сильно сказываются на концентраци-
ях стронция и циркония.
По сравнению с двумя типами гарцбургитов Урала (табл. 3.4) ана-
логичные породы Идзу-Бонин-Марианской островодужной системы
обогащены Ва, Sr и Zr. В какой-то степени это может быть связано с
серпентинизацией перидотитов современной островной дуги. Иссле-
дование вариации нормированных по иттербию концентраций лантана,
рубидия, стронция и циркония в зависимости от потерь после прока-
ливания, напрямую связанных с интенсивностью серпентинизации
[Parkinson et al., 1992], позволило прийти к выводу о незначительном
изменении содержаний этих элементов, по крайней мере при низко-
температурном метаморфизме идзу-бонин-марианских перидотитов.
Тем не менее, отмечается обогащенность пород лантаном при появле-
нии высокотемпературных антигорита и тремолита. Поскольку содер-
жания иттербия в серпентинитах также выше, чем в серпентинизиро-
ванных дунитах и гарцбургитах, использование La/Yb, Rb/Yb, Sr/Yb
и Zr/Yb-отношений для суждения о воздействии низкотемпературной
серпентинизации на уровне концентраций этих элементов [Parkinson et
al., 1992] не вполне оправданно.
Теоретические и экспериментальные исследования Оттонелло и
др. (1979), Тацуми и др. (1986) [Parkinson et al., 1992] показали, что
крупноионные элементы (легкие лантаноиды, рубидий и стронций) не
должны входить в октаэдрические позиции лизардитовой структуры и
могут быть удалены при наличии транспортирующей способности у
серпентинизирующих флюидов, например, они легко выщелачиваются
соляной кислотой. С другой стороны, этими авторами отмечается спо-
собность серпентина адсорбировать легкие редкоземельные элементы,
чем их подвижность практически нейтрализуется. Интерпретация дан-
ных по химическим составам перидотитов должна учитывать эти осо-
бенности вторичных изменений.
Степень истощенности перидотитов гарцбургитовой ассоциации
оценивается по нескольким параметрам. Соотношения Mg/(Mg + Fe) и
АЬОз в перидотитах с содержаниями в их составе кальция по сравне-
нию с неистощенным лерцолитовым источником позволяют оценивать
гарцбургиты Марианского и Идзу-Бонинского желобов как реститы
30%-ного частичного плавления этого источника [Ishii et al., 1992]. В
этом отношении гарцбургиты серпентинитовых подводных гор замет-
но отличаются от гарцбургитов Марианского желоба, образующих ас-
социацию с лерцолитами (Bloomer, Hawkins, 1983). Обогащенность
шпинелей серпентинитовых гор хромом отличает эти породы от пери-
дотитов срединно-океанических хребтов [Dick, Bullen, 1984] и рас-
сматривается в качестве независимого признака сильной деплетиро-
70


ванности составов перидотитов гарцбургитовой ассоциации как наи-
более характерного элемента собственно островодужных ультрамафи-
тов [Пирс и др., 1987].
С целью оценить первоначальные, не зависящие от серпентиниза-
ции, геохимические особенности гарцбургитов валовые составы пород
были сопоставлены с анализами клинопироксенов [Parkinson et al.,
1992]. Эти минералы, хотя и редко встречаются в гарцбургитах,
вмещают наибольшие концентрации элементов базальтовой группы
(табл. 3.5).
ТАБЛИЦА 3.5
ВЫБОРОЧНЫЕ ХАРАКТЕРИСТИКИ СОСТАВА (г/т)
КЛИНОПИРОКСЕНОВ (Срх), ОРТОПИРОКСЕНОВ (Орх) И ОЛИВИНОВ (OI)
ИЗ ГАРЦБУРГИТОВ ИДЗУ-БОНИНСКОЙ (1) И МАРИАНСКОЙ (2)
ОСТРОВНЫХ ДУГ |Ishii et al., 1992; Parkinson et al., 1992]
Ti
V
Cr
Sr
Zr
Ce
Sm
Eu
Yb
Hf
Cpx
105-132
105-131
3173-4692
0.43-5.09
0.17-0.39
0.017-0.148
0.015-0.031
0.006-0.014
0.114-0.369
0.039-0.117
Opx
47-61
62-76
3158-3233
0.22-0.58
0.12-0.17
Cpx
86-156
143-179
3296-7408
1.00-2.71
0.22-0.40
0.005-0.104
0.006-0.031
0.006-0.014
0.189-0.369
0.039-0.117
Opx
43-59
109-111
3670-4310
0.29-0.63
0.08-0.16
Анализ распределения концентраций стронция, циркония и ланта-
ноидов в клинопироксене в зависимости от содержаний в нем титана в
сопоставлении с трендами химических составов абиссальных перидо-
титов позволяет сделать вывод о существенном, не связанном с сер-
пентинизацией обогащении перидотитов серпентинитовых гор руби-
дием, стронцием и легкими редкими землями [Parkinson et al., 1992].
Этот вывод согласуется с установленной для валовых составов пери-
дотитов гарцбургитовой ассоциации U-образной формой кривой нор-
мированных по хондриту концентраций редких земель и с наличием
положительных аномалий рубидия, стронция и циркония. Источником,
обогатившим перидотиты этими в высокой степени некогерентными
элементами, по данным указанных авторов, могли быть расплавы суб-
дуцируемой плиты. Перидотиты гарцбургитового типа, по-видимому,
сформировались в виде рестита в результате 1) плавления деплетиро-
ванных шпинелевых лерцолитов — источников бонинитовых магм и
71


2) последующего обогащения этого рестита расплавами, богатыми
легкими редкоземельными элементами, рубидием, стронцием, с высо-
кими Zr/Sm-отношениями [Parkinson et al., 1992]. Следует отметить,
что устанавливаемые для перидотитов гарцбургитового типа сложные
процессы преобразования в определенной мере аналогичны признакам
«вторичного» происхождения клинопироксеновых перидотитов остро-
водужного лерцолит-гарцбуритового типа.
Ультрамафитовая ассоциация островных дуг в целом, по-видимо-
му, является вторичной по отношению к ультрабазитам срединно-океа-
нических хребтов. Основное различие ультрамафитов этих геодинами-
ческих обстановок определяется прежде всего относительной распро-
страненностью пород. Для островодужных ассоциаций характерны
дунит-гарцбургитовые, а для ультрамафитов срединно-океанических
хребтов преимущественно лерцолит-гарцбургитовые [Лазько, Шарков,
1988, с. 265]. Углубленное изучение ультрамафитов островных дуг,
проведенное в последние годы, свидетельствует о многостадийном
преобразовании океанических («абиссальных») ультрамафитов в нед-
рах островодужных систем. Основная направленность этих процес-
сов — истощение ультрамафитовых субстратов, их преобразование в
породы, резко обедненные компонентами базальтовой группы. Рести-
товая природа собственно островодужных ультрамафитов, по-видимо-
му, является основной причиной формирования в этих обстановках за-
лежей высокохромистых шпинелидов [Пирс и др., 1987]. Процессы
взаимодействия с базитовыми расплавами, явления среднетемператур-
ной (антигоритовой и амфиболовой) и низкотемпературной (серпенти-
нитовой) стадий метаморфизма затушевывают этот основной процесс
деплетирования. Разнообразие ультрамафитовых пород островных дуг
определяется сочетаниями отмеченных процессов и, очевидно, не мо-
жет исчерпываться приведенными здесь примерами. Дальнейшие ус-
пехи в их геологическом изучении могут быть получены в основном
по результатам глубоководного бурения.
Текстурные и структурные признаки ультрамафитов юных остров-
ных дуг свидетельствуют о многоэтапных пластических деформациях,
испытанных этими породами в твердом или в частично расплавленном
состоянии. Большая часть этих деформаций несомненно связана с по-
терей прочности пород при их серпентинизации и протрузивном подъ-
еме серпентинитовых куполов. Наряду с ними, очевидно, проявлены
деформации, обусловленные процессами собственно тектонического
плана, сосредоточенными в пределах аккреционной призмы при ее на-
ращивании или деструкции в результате тектонической эрозии. Эти
деформационные структуры (многоэтапное брекчирование, полосы
излома и др.) наряду с особенностями вещественного состава вполне
72


аналогичны признакам ультрамафитовых комплексов офиолитов
складчатых поясов.
В нижних частях островодужных склонов глубоководных желобов
наряду с породами ультрамафитового состава постоянно присутствуют
разнообразные обломки мафитовых пород. Значительная часть из них
обнаружена в составе эдафогенных песчано-дресвяных смесей, веро-
ятно, перемещенных на значительные расстояния от коренных источ-
ников. Драгирование склонов обычно не позволяет с полной уверенно-
стью говорить об исходном положении поднятого материала и харак-
теризует скорее всего поверхностные горизонты структур островных
дуг. В процессе глубоководного бурения подводных гор в последние
годы в Марианском и Идзу-Бонинском желобах получены новые дан-
ные о соотношениях мафитовых и ультрамафитовых пород. Серпенти-
нитовые диапиры, выносящие на поверхность обломки пород из глу-
бинных частей островных дуг, позволяют оценивать состав горизон-
тов, пока еще недоступных другим способам опробования.
Мафитовые породы, обнаруженные в серпентинитовых протрузив-
ных образованиях, составляют менее 9 % от общего числа обломков.
Большинство из них представлено метабазальтами или метадиабазами,
единичные отнесены к бониниту и кумулятивному габбро [Fryer et al.,
1990; Johnson, 1992].
Метадиабазы — сильноизмененные породы, первоначально состо-
явшие из 60-70 % плагиоклаза и 20^40 % клинопироксена с порфиро-
видными и интерсертальными, иногда закалочными структурами
[Johnson, 1992]. Породы приурочены к локальному примерно трехмет-
ровому интервалу разреза и предположительно относятся к единому
интрузивному дайковому или силловому телу, захваченному и дезин-
тегрированному серпентинитовой протрузией. В метадиабазах практи-
чески нет калия и натрия, но чрезвычайно высоки содержания кальция
(табл. 3.6), что объясняется широко проявленной пренитизацией и
пумпеллиитизацией [Fryer et al., 1990] и родингитовым типом мета-
морфизма при внедрении мафического блока в ультрамафитовые поро-
ды в период, предшествовавший серпентинизации или во время сер-
пентинизации [Johnson, 1992].
Метабазальты объединяют группу обломков разнообразного соста-
ва с афировыми и порфировыми субофитовыми, интерсертальными и
первично-стекловатыми структурами, с вкрапленниками плагиоклазов
и клинопироксенов, реже оливинов, шпинелей и апатита, частично за-
мещенных хлоритом, карбонатом, пренит-пумпеллиитами и глинис-
тыми минералами. Породы заметно различаются по содержаниям ти-
тана, алюминия, железа, магния, натрия, калия, отдельных микроэле-
ментов (табл. 3.6). Первоначальный химический состав пород подверг-
73


ОБЛОМКИ ПОРОД МЕТАМАФИТОВОГО СОСТАВА ИЗ СЕРПЕНТИНИТО
[Johnson
1
2
3
4
5
6
7
10
11
411
11
11
21
21
Si02
41.35
42.55
46.18
46.93
47.43
43.72
45.56
Ti02
1.50
1.46
0.19
2.40
2.43
1.20
1.20
А120з
14.61
13.72
14.05
13.74
6.71
13.10
13.36
FeO*
11.26
10.14
3.96
12.47
17.20
10.43
11.53
MnO
0.20
0.21
0.17
0.19
0.26
0.25
0.28
MgO
7.80
9.82
19.70
7.97
12.30
18.50
7.20
CaO
23.18
22.00
15.68
12.52
9.73
11.03
18.61
Na20
0
0
0
3.21
3.66
0.84
1.86
к2о
0
0
0.10
0.28
0.02
0.84
0.32
P2O5
0.09
0.10
0
0.27
0.24
0.09
0.08
Rb
—
—
2.6
5
—
16.7
6.10
Ba
39.8
38.8
29.9
25.9
25
33
57.8
Sr
53.4
60.0
48.5
163
41
82.3
95.4
Zr
81.9
76.6
1.6
179
150
57
64.3
Nb
1.13
1.3
—
5
2.5
5
1.20
U
3.1
2.8
2
1.6
—
—
—
Cu
47.9
55.8
19.1
45.5
57
51.2
75.4
Zn
101
83.7
20.5
124
93
94.7
92.2
Cr
212
238
661
127
109
170
150.5
Ni
75.4
74.2
135
50.2
563
41.1
41.6
Co
63.5
59.4
39
54.1
—
—
—
V
334
310
146
397
494
242
317
Sc
42.1
35.3
42.8
40.2
—
—
—
Y
33.6
31.4
4
56.8
62
28
28.4
La
2.68
2.62
—
—
—
—
—
Ce
11.3
7.71
—
—
17.3
10.3
16.2
Sm
3.29
2.86
—
—
6.22
—
—
Eu
1.15
1.11
—
—
2.08
—
—
Yb
3.70
3.18
—
—
7.22
—
—
Lu
0.58
0.50
—
—
1.07
—
—
Число
проб
4
2
1
1
1
1
1
Примечание. Первая строка: 1,2— метадиабазы; 3— кумулят; 4-11 — мета
высокомагнезиальный, 7— высококалиевый, 8— высокотитанистый, 9— ультрана
высококальциевый метабонинит; 13— низкокальциевый метабонинит. Вторая стро
ны на 100 % их суммы, концентрации микроэлементов даны в г/т.
ся заметным изменениям, о чем свидетельствуют аномально высокие
концентрации в некоторых образцах кальция, натрия и калия.
Для диагностики геодинамической принадлежности метабазальтов
используются содержания малоподвижных компонентов пород: титана,
циркония, ванадия, редкоземельных элементов. По их соотношениям
74


ТАБЛИЦА 3.6
ВЫХ ИЛОВ КОНИЧЕСКОЙ ПОДВОДНОЙ ГОРЫ (МАРИАНСКИЙ ЖЕЛОБ)
,1992]
8
9
10
11
12
13
21
22
42
411
413
414
Si02
47.41
49.90
49.40
45.42
54.00
58.97
Т1О2
2.73
1.20
0.94
1.48
0
0.31
AI2O3
16.28
16.12
17.17
10.33
4.90
15.14
FeO*
11.84
12.53
7.73
10.03
6.73
7.77
MnO
0.16
0.19
0.17
0.25
0.19
0.17
MgO
8.32
2.74
7.57
24.30
24.50
7.97
CaO
8.01
10.01
12.46
6.89
9.13
3.18
Na20
4.44
6.39
0.96
1.17
0.55
6.30
K20
0.57
0.86
3.51
0.02
0.02
0.16
P2O5
0.24
0.05
0.10
0.11
0
0.03
Rb
10
16.3
61.9
—
—
2.9
Ba
27
46.3
48.4
14.2
—
2.3
Sr
169
61.6
80.4
43.6
31
50.9
Zr
187
60.3
46.8
77.6
2
31
Nb
—
1.4
1.8
2.4
—
1.5
U
—
—
2.1
—
—
—
Cu
51
206
35.2
49.1
9
299
Zn
132
100
67.2
73.5
38
55.5
Cr
163
68.3
118
42.6
837
85.0
Ni
52
46.7
41.0
28.4
571
53.9
Co
—
—
47.8
—
—
—
V
424
357
229
281
75
215
Sc
—
—
26.8
—
—
—
Y
48
22.4
19.4
28.1
2
9.1
La
6.34
—
—
—
—
1.05
Ce
21.3
6.72
5.64
10.1
—
2.92
Sm
6.03
2.25
1.89
3.11
—
0.77
Eu
2.09
0.86
0.80
1.17
—
0.25
Yb
4.78
2.56
2.05
2.76
—
1.09
Lu
0.66
0.41
0.31
0.42
—
0.17
Число
проб
1
1
2
1
1
1
базальты: 4 — высокотитанистый умеренножелезистый, 5 — высокожелезистый, б —
триевые, 10 — ультракалиевые, // — ультрамагнезиальный умереннотитанистый; 12 —
ка — тип [Гущин, Гусев, 1999]. Содержания петрогенных окислов (мае. %) пересчита-
большинство мафитов попадает в область составов низкокалиевых ба-
зальтов срединно-океанических хребтов, меньшая часть относится к
островодужным толеитам, переходным к базальтам MORB, 2 анализа
из 18, выделяющиеся повышенными содержаниями калия (>3.2%
К2О), формально могли бы относиться к шошонитам, однако низкие
75


содержания натрия, свидетельствуют, вероятнее всего, о вторичном
калиевом метасоматозе как причине высокого отношения в них
K20/Na20 [Johnson, 1992]. Умеренные концентрации титана позволя-
ют предполагать островодужное происхождение этих метабазальтов
(табл. 3.6,70).
Породы среднего состава, бедные титаном и цирконием (табл. 3.6,
/2, 13\ могут быть отнесены соответственно к высококальциевым и
низкокальциевым метабонинитам. Это подтверждается петрографиче-
скими особенностями пород — наличием микрозернистых структур и
микрофенокристаллов ортопироксена.
Драгирование крутых склонов внутренней части Марианской впа-
дины в промежутке между Конической подводной горой и осью жело-
ба примерно в 60 км от его оси позволило обнаружить широкий спектр
составов пород: метабазальтов с геохимическими характеристиками
океанических спрединговых центров, внутриплитных горячих точек
(океанических островов), островодужных толеитов и преддуговых из-
верженных пород с признаками бонинитов или лав преддуговых риф-
тов наряду с обломками кремнистых пород мелового возраста, воз-
можных индикаторов аккреции Тихоокеанской плиты [Johnson et al.,
1991; Johnson, 1992].
БОНИНИТОВАЯ АССОЦИАЦИЯ
Породы бонинитовой ассоциации представляют собой характер-
ный индикаторный элемент геодинамических обстановок юных ост-
ровных дуг. Бониниты (стекловатые, практически бесплагиоклазовые
породы с вкрапленниками ромбического пироксена) были обнаружены
уже в конце XIX в. на островах Бонин (Kikuchi, 1888, 1890; J. Petersen,
1891) и отмечены в описательной петрографии изверженных пород
Джохенсена (1937) [Natland, 1981, с. 681]. В 1966 г. из района мыса
Фогель в Папуа описаны клиноэнстатитовые лавы [Dallwitz et al.], от-
несенные позднее к бонинитам [Cameron et al., 1979]. В 60-80-е годы
нашего столетия бониниты и подобные им породы обнаружены во
многих местах западной периферии Тихого океана: в Идзу-Бонинском
и Марианском глубоководных желобах, в желобе Тонга, на островах
Новая Каледония и Новая Зеландия [Добрецов и др., 1980; Высоцкий и
др., 1983; Попов, 1988]. Дальнейшие успехи изучения геологии бони-
нитов в обстановках современных островных дуг связаны с проведе-
нием глубоководного океанического бурения. В результате этих работ
были детально изучены разрезы бонинитовых толщ в Марианском
(рейс 60) и Идзу-Бонинском (рейсы 125, 126) желобах, установлены
соотношения бонинитов с островодужными толеитовыми базальтами и
76


риолитами, проведены петрологические и геофизические исследова-
ния, определяющие положение бонинитов среди других пород и воз-
можные условия их формирования.
Проблемы выделения бонинитов обусловлены неоднозначностью
понимания самого этого термина. Петерсен [Petersen, 1891] определял
бониниты, руководствуясь свойственной им минеральной ассоциацией
и необычным химическим составом. Джохенсен [Johannsen, 1937] оха-
рактеризовал бонинит как богатый стеклом практически бесполевош-
патовый андезит с фенокристами оливина, бронзита и авгита. Камерон
и др. [Cameron et al., 1979] дали новое определение бонинита как вы-
сокомагнезиальной, но относительно богатой кремнеземом стеклова-
той породы, содержащей одну или более разновидностей пироксена с
признаками быстрого роста, акцессорный магнезиохромит, а также
обычно небольшие количества оливина и изредка микролиты амфибо-
ла и плагиоклаза [Natland, 1981, с. 683].
В последующих работах было показано, что к бонинитам следует
относить не только стекловатые породы, обычно слагающие тонкие
внешние зоны подушечных образований бонинитовых подводных лав,
но и связанные с ними постепенными переходами лучше раскристал-
лизованные разности внутренних частей таких подушек и массивных
лавовых потоков. По мере раскристаллизации бонинитовой магмы в
ней наряду с пироксенами и оливином начинают выделяться кристал-
лы плагиоклаза. Такие лавы, не отвечающие первоначальным опреде-
лениям бонинитов как стекловатых и преимущественно бесполевош-
патовых пород, но по химическому составу совершенно аналогичные
им, современные авторы также относят к бонинитам.
В качестве особой разновидности бонинитов, отличаемой по при-
сутствию вкрапленников и микролитов клиноэнстатита, выделены ма-
рианиты [Добрецов и др., 1980]. Эти породы драгированы в нижней
части островодужного склона в южном секторе Марианского желоба и
представлены в составе бонинитовой ассоциации островов Новая Гви-
нея, Бонин и Новая Каледония. С бонинитами марианиты связаны по-
степенными переходами, небольшие количества клиноэнстатита могут
присутствовать и в бонинитах. По этим причинам марианиты не вклю-
чены в список названий, одобренных Международным союзом геоло-
гических наук. По химизму средние составы марианитов отличаются
от бонинитов при близких содержаниях кремнезема, железа, титана,
калия и фосфора повышенными концентрациями магния и понижен-
ными алюминия, кальция и натрия [Добрецов и др., 1980; Богатиков и
др., 1987]. Наиболее магнезиальные марианиты мыса Фогель в норма-
тивном составе содержат более 80 % ортопироксена и соответствуют
кварцсодержащим плагиоклазовым вебстеритам, однако сильно отли-
77


чаются от аналогичных ультрамафитовых пироксенитов повышенной
кремнекислотностью, отражающей присутствие в составе марианитов
кислого вулканического стекла.
Контрастными по отношению к марианитам являются сравнитель-
но высококальциевые бониниты островов Бонин, отличающиеся также
повышенными содержаниями алюминия и натрия и заметно меньшей
магнезиальностью (табл. 3.7).
ТАБЛИЦА 3.7
ХИМИЧЕСКИЙ СОСТАВ ХАРАКТЕРНЫХ И РЕДКИХ РАЗНОВИДНОСТЕЙ
ВУЛКАНИТОВ БОНИНИТОВОЙ ГРУППЫ
1
2
3
4
5
6
7
S1O2
52.59
56.52
57.39
49.29
51.81
57.01
57.80
тю2
0.08
0.09
0.10
0.23
0.32
0.20
0.21
А1203
3.46
5.66
10.10
7.48
11.51
8.87
11.93
FeO*
9.02
9.57
8.66
8.65
11.51
9.15
8.74
МпО
0.19
0.19
0.13
0.20
0.24
0.16
0.15
MgO
33.31
25.06
12.80
27.69
12.91
17.50
11.22
СаО
1.03
2.31
9.53
4.97
9.64
4.72
7.04
Na20
0.29
0.33
0.95
0.98
1.58
1.51
2.03
К20
0.02
0.24
0.30
0.37
0.30
0.84
0.85
Р205
0.01
0.02
0.03
0.15
0.17
0.04
0.04
Си
—
—
—
70
160
—
—
Zn
—
—
—
130
65
—
—
Сг
—
—
—
2100
380
1368
958
Ni
—
—
—
720
140
471
314
Со
—
—
—
98
41
—
—
V
—
—
—
140
380
—
—
Число
проб
1
1
1
1
1
18
5
Примечание. / — кумулятивные бониниты мыса Фогель, Папуа, о. Новая Гви-
нея, по Walker, Cameron, 1983 [Попов, 1988]; 2 — магнезиальные бониниты (мариани-
ты) мыс Фогель, Папуа, о. Новая Гвинея, по Dallwitz et al., 1966 [Добрецов и др., 1980];
3— высококальциевые бониниты островов Бонин, по Kuroda, Shiraki, 1975 [там же];
4— магнезиальные «ультраосновные бониниты» желоба Тонга [Высоцкий, Злобин,
1987]; 5— кальциевые пикробазальты бонинитовой серии желоба Тонга [там же]; 6,
7— средние составы марианитов (б) и бонинитов (7) [Добрецов и др., 1980; Богатиков
и др., 1987]. Содержания петрогенных окислов (мае. %) пересчитаны на 100 % их сум-
мы, концентрации микроэлементов даны в г/т.
Как и для других вулканических пород, для бонинитов предложе-
ны классификации на химической основе, более удобные, чем минера-
лого-петрографические, в тех случаях когда возникает необходимость
типизации и сопоставления в различной степени раскристаллизован-
ных и измененных вторичными процессами вулканитов [Fryer et al.,
78


1990]. Одним из примеров диагностики бонинитов по химическому
составу может служить их характеристика как насыщенных, а чаще пе-
ренасыщенных кремнеземом пород (52-56 % Si02) с высокими концен-
трациями тугоплавких элементов (Mg, Сг и Ni) и воды (1.4-3 мае. %
НгО*), с очень низкими содержаниями высокозарядных ионов (Ti, Zr,
Y) и редкоземельных элементов [Meijer, 1980; Bloomer, Hawkins, 1987].
Многие исследователи отмечают породы, переходные по химиче-
скому составу от бонинитов к андезито-базальтам и андезитам, остро-
водужных толеитовых или известково-щелочных серий. По сходству
химического и минерального состава к бонинитам в последнее время
отнесены также «высокомагнезиальные бронзитовые андезиты» [Nat-
land, 1990], отличающиеся от типичных бонинитов или «оливиновых
бонинитов» отсутствием оливина и клиноэнстатита. Породы, родст-
венные бонинитам, образуют «бонинитовую серию», варьирующую по
составу от оливиновых бонинитов до гиперстеновых дацитов [Bloo-
mer, Hawkins, 1987].
В тесной пространственной и временной ассоциации с бонини-
тами в широком смысле этого термина находятся другие магматиче-
ские породы островных дуг базальт-риолитового ряда. Примерами мо-
гут быть разрезы скважин глубоководного морского бурения, вскрыв-
шие чередование бонинитов с толеитовыми базальтами, базальтами и
андезитами (скв. 458) или с риолитами, дацитами и андезитами
(скв. 786). В данном разделе в составе бонинитовой ассоциации рас-
сматриваются породы палеогенового возраста скважин 786 и 793 (Ид-
зу-Бонинская дуга), бронзитовые высокомагнезиальные и умеренно-
магнезиальные андезиты скв. 458 (Марианская дуга), марианиты и бо-
ниниты островов Идзу-Бонинской, Марианской и Тонга-Кермадекской
дуг в основном по материалам рейсов 60, 125 и 126 глубоководного
океанского бурения и в меньшей степени драгирования [Богатиков,
Цветков, 1988; Цветков, Ю. Дмитриев, 1985; Шараськин, 1987; Arculus
et al., 1992; Bloomer, Hawkins, 1987; Natland, 1981; Pearce et al., 1992;
Taylor et al., 1992; Wood et al., 1981].
Конкретными примерами бонинитовой ассоциации могут быть
разрезы скважин глубоководного бурения. К настоящему времени наи-
более полные разрезы бонинитовых комплексов получены по материа-
лам рейсов 125 и 126 проекта океанического бурения с судна «Джои-
дес Резолюшн» [Fryer et al., 1990; Pearce et al., 1992]. Скв. 786 в вулка-
ническом фундаменте внешнего дугового поднятия Идзу-Бонинской
дуги, примерно в 70 км западнее оси глубоководного желоба (рис. 3.3)
в интервале глубин от 150 до 824 м ниже морского дна (рис. 1.9) под
толщей мергелей, глин, витро-кристаллокластических пеплов и вулка-
нокластических брекчий среднеэоценового-раннеплейстоценового воз-
79


раста в последовательности сверху вниз вскрыт следующий разрез
[Arculus et al., 1992; Lagabrielle et al., 1992; van der Laan et al., 1992]:
1. Массивные и подушечные лавовые потоки, мономиктовые и по-
лимиктовые брекчии и гиалокластиты ультрамагнезиальных умеренно-
кальциевых бронзитовых андезитов с подчиненными прослоями анде-
зитовых лав плотного и пористого сложения. В пирокластических об-
ломках сохранилось неизмененное вулканическое стекло. Мощность
140 м.
Обломки полимиктовых брекчий сходны по составу с массивными
или подушечными лавами и дайками, что позволяет предполагать их
поступление из местного источника — крупного вулканического со-
оружения.
2. Лавовые потоки риолитов, андезитов и дацитов с флюидальны-
ми пористыми и миндалекаменными текстурами, в верхней части тол-
щи брекчированные, с обломками микродиоритов, вероятно, кумуля-
тивного происхождения. В нижней части толщи залегают слоистые
туфы с уплощенными обломками пемз, крупно- и мелкозернистые вул-
канические пески с лититовыми и стекловатыми обломками. Структу-
ры повторных эксплозий и наличие стекловатых пирокластов свиде-
тельствуют о мелководных, иногда, по-видимому, наземных обстанов-
ках формирования. В основании толщи залегает тонкий прослой косо-
слоистых песчаников. Мощность 130 м.
3. Лавовые потоки высоко- и ультрамагнезиальных умереннокаль-
циевых пористых двупироксеновых оливинсодержащих бронзитовых
андезитов с линзами моногенных брекчий, содержащих окисленные
обломки. Мощность 40 м.
4. Лавовые потоки флюидальных, в различной степени окисленных
андезитов, дацитов и риолитов с редкими прослоями мелкозернистых
стекловатых туфов, пемз, красноцветных песчаников и алевролитов.
Мощность 70 м.
5. Лавовые потоки умереннокальциевых высокомагнезиальных бро-
нзитовых андезитов с единичными прослоями андезитовых лав, туфов,
пемз, вулканомиктовых песчаников и конгломератов. Мощность 60 м.
6. Массивные и подушечные лавы ультрамагнезиальных умерен-
нокальциевых бронзитовых андезитов и низкокальциевых бонинитов,
пиллоу-брекчий со следами самородной меди, с зелеными и красно-
цветными гидротермально гематитизированными гиалокластитами.
Мощность 100 м.
7. Лавы темно-красных риолитов с подчиненными прослоями
ультрамагнезиальных низкокальциевых подушечных и массивных лав
бонинитов и бронзитовых андезитов с красноцветным осадочным за-
полнением межшаровых пространств. Мощность 30 м.
80


Лавы 6- и 7-й пачек изливались ниже уровня компенсации давле-
ния флюидов. Редкие прослои полимиктовых брекчий и псаммитовых
гиалокластитов фиксируют эпизоды тектонических подвижек [Lagabri-
elleetal., 1992].
Ниже по разрезу на расстоянии около 30 м скважина пересекла
дайки и силлы риолитов, реже андезитов, а в самом основании на от-
резке в 33 м вплоть до забоя скважины — дайки массивных преиму-
щественно низкокалиевых ультрамагнезиальных сильноизмененных
хлоритизированных и альбитизированных бронзитовых андезитов и
бонинитов.
В целом для разреза характерно чередование высоко- и ультрамаг-
незиальных бонинитов и бронзитовых андезитов с умеренномагнези-
альными андезитами, дацитами и с высокомагнезиальными риолита-
ми. Шестая толща массивных и шаровых лав представлена только
ультрамагнезиальными породами: бонинитами и бронзитовыми анде-
зитами. Вторую и четвертую толщу слагают только андезиты, дациты
и риолиты, бониниты и бронзитовые андезиты в них, по-видимому, от-
сутствуют. Следует подчеркнуть, что самые древние лавы, вскрытые
скв. 786, представлены красноцветными риолитами, а наиболее позд-
ние дайки умереннокальциевых и высококальциевых бонинитов отли-
чаются максимальной основностью. Наличие в основании дайково-
силловой пачки, сменяемой выше толщей массивных и шаровых лав с
гиалокластитами, мономиктовыми и полимиктовыми брекчиями, по-
зволяет сопоставлять приведенный разрез с верхними преимущест-
венно лавовыми частям офиолитовых комплексов «надсубдукционного
типа» [Pearce et al., 1984; Пирс и др., 1987; Arculus et al., 1992].
Дайки и силлы, пересекающие стратифицированные толщи, отно-
сятся к трем этапам внедрения [van der Laan et al., 1992]. Первый (сре-
днеэоценовый, 40-42 млн лет) представлен интрузивами низкокаль-
циевых бронзитовых андезитов и риолитов, второй (раннеолигоцено-
вый, 34-35 млн лет) — умеренно- и высококальциевыми бонинитами,
третий (раннемиоценовый, около 17 млн лет)—дайками и силлами вы-
сококальциевых бонинитов, приуроченными к верхним частям разреза.
Вторичные изменения особенно интенсивно проявлены в дайково-
силловом комплексе основания разреза. Низкокальциевые бониниты
иногда превращены здесь в породы альбит-хлоритового состава, про-
низанные прожилками и штокверками кальцита, реже гематита, со-
держат мелкие рассеянные вкрапления пирита. В лавовых потоках ос-
новной части разреза, в брекчиях, силлах и дайках вторичные минера-
лы представлены прожилками, мелкокристаллическими агрегатами,
замещающими основную массу или заполняющими газовые пустоты,
хлоритами, кальцитом, цеолитами, смектитами, гидроокислами желе-
6 — Металлогения
81


за, низкотемпературными модификациями кремнезема. Вкрапленники
оливинов замещаются серпентином, кальцитом и иногда каемками ге-
матита или гидроокислов железа, что типично для наземных излияний.
Рассеянная вкрапленность и прожилки пирита характерны для пород
4-й толщи приведенного разреза.
Первичное залегание слоев нарушено в результате смещений по
сбросам и запрокидывания блоков, образующих ряд ступеней, погру-
жающихся к востоку в сторону оси желоба (рис. 1.7). Признаки мелко-
водных и субаэральных условий формирования средне-позднеэоцено-
вых толщ позволяют говорить о существенном (на 3 000-4 ООО м) по-
гружении внешнего дугового поднятия в этом звене Идзу-Бонинской
дуги. Разрез, вскрытый скв. 786, по составу пород во многих отноше-
ниях аналогичен палеогеновым толщам расположенных южнее остро-
вов Бонин (Огасавара), представляющим поднятый блок внешнего ду-
гового поднятия.
По петрографическим и петрохимическим признакам вулканиче-
ские породы рассмотренного разреза подразделены на восемь групп
[Arculus et al., 1992]: низко-, умеренно- и высококальциевые бониниты,
умеренно- и низкокальциевые бронзитовые андезиты, андезиты, даци-
ты и риолиты (табл. 3.8, рис. 3.4).
Низкокальциевые бониниты, приуроченные к основанию разреза
скв. 786, содержат редкие (2-5 %) фенокристы практически всегда пол-
ностью замещенного вторичными продуктами оливина, свежего энста-
тита, очень редко клинопироксена, хромовой шпинели в виде включе-
ний в оливине. В стекловатой основной массе этих пород заключены
ориентированные микролиты клинопироксена, ортопироксена и, воз-
можно, клиноэнстатита со слабовыраженными спинифексовыми
структурами [van der Laan et al., 1992]. В низкокальциевых бронзито-
вых андезитах преобладают фенокристаллы ортопироксена — 5-10 %
и клинопироксена — 3-6%, Mg# = 84.1-70.4 (табл. 3.9), реже встреча-
ются зональные плагиоклазы — 85.1-63.5 % An (табл. 3.10), оливины,
хромовые шпинели и магнетит. Основная масса стекловатая,
микролитовая, полностью измененная.
Низкокальциевые бронзитовые андезиты слагают дайки и силлы в
основании разреза и лавовые потоки 6- и 7-й толщ в тесной ассоциа-
ции с аналогичными низкокальциевыми бонинитами. В отличие от по-
следних эти породы содержат 20-30 % фенокристаллов полностью за-
мещенного ортопироксена, более железистого, чем в бонинитах авгита
и плагиоклаза, иногда оливина (до 1 %) и хромовой шпинели.
Умереннокальциевые бониниты, слагающие лавовые потоки, брек-
чированные лавы, дайки и силлы среднеэоценового, позднеэоценового
и нижнемиоценового возрастов, содержат вкрапленники ортопироксе-
82


ТАБЛИЦА 3.8
СРЕДНИЙ СОСТАВ ПОРОД БОНИНИТОВОЙ АССОЦИАЦИИ
ИДЗУ-БОНИНСКОГО ЖЕЛОБА (скв. 786,
по [Arculus et al., 1992; Murton et al., 1992; Pearce et al., 1992])
1
2
3
4
5
6
7
8
Si02
54.05
55.93
58.06
60.71
63.16
60.50
67.56
73.68
Ti02
0.29
0.24
0.25
0.26
0.22
0.31
0.29
0.25
AI2O3
13.62
13.61
12.37
14.28
12.58
17.41
15.42
13.32
FeO*
7.74
7.64
7.51
6.65
6.18
7.05
5.08
3.22
MnO
0.16
0.16
0.14
0.12
0.11
0.11
0.07
0.05
MgO
10.39
11.87
13.00
7.18
9.08
3.45
1.71
0.60
CaO
11.07
7.76
5.02
7.10
4.92
7.02
4.87
2.07
Na20
2.20
2.37
3.13
2.95
3.52
3.34
4.06
3.99
K20
0.44
0.38
0.51
0.66
0.19
0.76
0.87
2.76
P2O5
0.05
0.05
0.03
0.08
0.03
0.06
0.06
0.05
Rb
7.61
6.36
6.30
11.1
2.91
10.3
12.2
32.0
Cs
0.53
0.22
0.01
0.20
0.04
0.30
0.16
0.75
Ba
18.9
31.2
41.1
49.8
43.6
48.4
67.3
317
Sr
135
148
102
200
126
222
203
116
Zr
29.1
32.3
30.9
39.8
37.6
50.7
65.8
75.8
Hf
0.89
0.95
1.05
1.14
1.16
1.45
1.95
2.43
Nb
0.49
0.50
0.68
0.69
0.69
0.99
1.14
1.16
Та
0.02
0.03
0.04
0.06
0.06
0.13
0.06
0.08
Th
0.13
0.21
0.31
0.33
0.31
0.46
0.61
0.70
U
0.15
0.14
0.19
0.20
0.37
0.22
0.28
0.42
Cu
49.1
50.6
46.4
57.8
91.4
76.4
52.9
44.2
Zn
62.9
64.9
59.7
58.9
81.1
73.2
51.3
64.1
Pb
1.05
1.80
2.87
2.59
3.66
2.34
1.70
2.14
Cr
722
739
1007
415
754
18.6
21.1
10.0
Ni
250
223
255
105
194
26.1
12.1
5.44
Co
43.5
45.3
43.3
27.9
30.0
21.1
12.5
6.08
V
191
189
162
175
153
215
168
38.4
Sc
32.1
29.9
28.0
26.8
24.5
24.7
16.5
11.7
Y
8.41
8.79
5.79
9.03
7.09
13.3
11.4
12.0
La
1.61
1.82
1.74
2.10
2.31
3.32
3.03
3.71
Ce
3.31
4.01
3.90
4.41
5.01
7.13
6.46
8.16
Sm
0.76
0.71
0.86
0.76
0.92
1.42
1.10
1.53
Eu
0.29
0.26
0.28
0.26
0.29
0.46
0.35
0.47
Tb
0.19
0.18
0.16
0.16
0.20
0.29
0.26
0.28
Yb
0.90
0.85
0.80
0.70
0.83
1.2
1.04
1.24
Lu
0.14
0.13
0.14
0.11
0.12
0.18
0.16
0.20
Число
проб
10
18
7
40
14
20
11
16
Примечание. 1-3 — бониниты: 1 — высококальциевые, 2 — умереннокал ьцие-
вые, 3 — низкокальциевые; 4, 5 — бронзитовые андезиты: 4 — умереннокальциевые,
5— низкокальциевые; 6— андезиты; 7— дациты; 8— риолиты. Содержания петро-
генных окислов (мае. %) пересчитаны на 100 % их суммы, концентрации микроэлемен-
тов даны в г/т.
83


Рис. 3.4. Составы пород и минералов ультрамафитовой и бонинитовой
ассоциаций юных островных дуг.
1 — границы полей ультрамагнезиальной (/), высокомагнезиальной (II) и умерен-
номагнезиальной (III) серий [Гущин, Гусев, 1999]; 2 — поля составов оливинов (01),
дунитов (Д), гарцбургитов (Г), лерцолитов (Л), «примитивной» мантии и валовой сили-
катной Земли (табл. 3.1 и [Рябчиков, 1997]), клиноэнстатитов (СЕп), ортопироксенов
(Орх), клинопироксенов (Срх), плагиоклазов (Р1), табл. 3.1, 3.4; бонинитов высококаль-
циевых (ВБ), умереннокальциевых (УБ) и низкокальциевых (НБ); бронзитовых андези-
тов умереннокальциевых (УБА) и низкокальциевых (ИБА); андезит-дацит-риолитовой
серии (АД) [Murton et al., 1992]; 5-5 — фигуративные точки составов: 3 — вебстеритов
(НО, верлитов (В), ортопироксенитов (77), табл. 3.1, 4 — характерных и редких разно-
видностей вулканитов бонинитовой ассоциации (см. пояснения к цифрам 1-7 в табл.
3.7); 5 — вулканических стекол в бонинитах и бронзитовых андезитах (табл. 3.11 и
[Попов, 1988]).
нов (10-15%), оливинов (до 5%), клинопироксенов (до 4%) и в не-
больших количествах — сильнокорродированных зональных плагиок-
лазов. Хромовые шпинели обычно образуют включения в оливинах.
Отмечаются признаки резорбции наиболее магнезиальных оливинов
84


(fo 90.2%) и идиоморфный габитус хризолитов (fo 86.6%) [van der
Laan et al., 1992]. В отдельных силлах проявлено постинтрузивное гра-
витационное обогащение придонных частей вкрапленниками ортопи-
роксена и оливина, а верхних — плагиоклазом. Химические составы
вкрапленников меняются в широких пределах (табл. 3.9). Основная
масса умереннокальциевых бонинитов, в различной степени раскри-
сталлизованная микролитовая, с игольчатыми кристаллами авгитов,
плагиоклазов, реже, ортопироксенов и оливинов, обычно магнетитсо-
держащая.
ТАБЛИЦА 3 9
ВЫБОРОЧНЫЕ ХАРАКТЕРИСТИКИ СОСТАВА ОЛИВИНОВ (Ol),
ОРТОПИРОКСЕНОВ (Орх), КЛИНОПИРОКСЕНОВ (Срх)
И АМФИБОЛОВ (Am) ИЗ ПОРОД БОНИНИТОВОЙ ГРУППЫ
ИДЗУ-БОНИНСКОЙ ОСТРОВНОЙ ДУГИ, по [van der Laan et al., 1992|
Opx
НКБ
УКБ
ВКБ
УКБА
A
Д
P
Mg#
88.1-78.6
89.7-71.4
87.1-75.7
88.1-72.3
84.3-62.3
68.0
53.6-49.3
Cr203
0.33-0.52
0.00-0.70
0.00-0.32
0.00-0.48
0.00-0.45
0.00
0.00
NiO
0.00-0.00
0.00-0.43
0.00
0.00-0.27
0.00-0.22
0.00
0.00-0.26
Cpx
УКБ
ВКБ
НКБА
УКБА
A
Д
P
Mg#
87.9-71.7
88.2-81.6
84.1-70.4
87.8-61.8
87.0-55.7
78.8-71.5
57.4
Cr203
0.00-0.76
0.11-1.09
0.00-0.49
0.00-0.73
0.00-0.31
0.00-0.15
0.00
NiO
0.00-0.34
0.00
0.00-0.21
0.00-0.31
0.00-0.51
0.00
0.00
Ol
Am
НКБ
УКБ
д
Mg#
86.7
90.2-86.0
39.1
Cr203
0.00
0.00-0.24
0.00
NiO
0.54
0.00-0.46
0.28
Примечание. НКБ—низкокальциевые бониниты, УКБ—умереннокальциевые
бониниты, ВКБ— высококальциевые бониниты, НКБА — низкокальциевые бронзито-
вые андезиты, УКБА — умереннокальциевые бронзитовые андезиты, А — андезиты,
Д— дациты, Р— риолиты. Mg* = MgO / (MgO + FeO*), мол. %. Содержания СГ2О3 и
NiO даны в мае. %.
Умереннокальциевые бронзитовые андезиты — наиболее распро-
страненный тип пород, слагающих лавовые потоки и брекчии в разре-
зах 1-, 3-, 5- и 6-й толщ, а также — единичные интрузивные тела в
дайково-силловом основании и в 4-й толще. Эти породы обычно со-
держат от 20 до 35 % фенокристаллов преимущественно ортопироксе-
85


на (2-20%), авгита (3-10%), плагиоклаза (табл. 3.10), полностью за-
мещенного вторичными минералами оливина и хромовой шпинели.
Магнезиальность пироксенов практически такая же, как в бонинитах
(табл. 3.9), несколько большей железистостью отличаются составы ав-
гитов умереннокальциевых бронзитовых андезитов. Магнетит отмечен
только в основной массе вместе с микролитами плагиоклаза, клинопи-
роксена и ортопироксена.
ТАБЛИЦА 3.10
ВЫБОРОЧНЫЕ ХАРАКТЕРИСТИКИ СОСТАВА ШПИНЕЛЕЙ (Sp)
И ПЛАГИОКЛАЗОВ (Р1) ИЗ ПОРОД БОНИНИТОВОЙ ГРУППЫ
ИДЗУ-БОНИНСКОЙ ОСТРОВНОЙ ДУГИ, по [van der Laan et al., 1992]
PI
УКБ
ВКБ
НКБА
УКБА
A
Д
P
Cr203
0.00-0.22
0.00
0.00-0.16
0.00-0.22
0.00-0.13
0.00
0.00-0.13
А120з
26.1-33.0
29.8-30.9
26.0-32.6
27.3-34.1
28.2-33.7
26.1-31.7
25.8-27.2
ТЮ2
0.0O-0.10
0.00
0.00-0.14
0.00-0.13
0.00
0.00
0.00
An%
89.5-50.0
80.6-76.8
85.1-63.5
92.1-62.4
90.3-67.3
82.9-56.0
59.1-51.5
Sp
УКБ
ВКБ
УКБА
Cr203
А120з
Ti02
44.50
16.13
0.37
51.9-61.0
8.10-13.2
0.07-0.18
40.60
6.13
0.58
Примечание. УКБ— умереннокальциевые бониниты, ВКБ— высококальцие-
вые бониниты, НКБА — низкокальциевые бронзитовые андезиты, УКБА — умеренно-
кальциевые бронзитовые андезиты, А — андезиты, Д— дациты, Р— риолиты. Содер-
жания Сг2Оз, А120з и ТЮ2 даны в мае. %, An % = Са / (Са + Na + К), мол. %.
Высококальциевые бониниты, представленные дайками позднеэо-
ценового и раннемиоценового этапов, содержат фенокристы оливина
(3-5 %), бронзита (до 8 %), авгита (до 3 %), хромовой шпинели, иногда
резорбированные зерна плагиоклаза. Микрокристаллическая основная
масса состоит из призм авгита, игольчатых кристаллов плагиоклаза и в
различной степени измененного магнетитсодержащего (до 1 %) стекла.
Составы минералов варьируют меньше, чем в умеренно- и низкокаль-
циевых бонинитах и бронзитовых андезитах [van der Laan et al., 1992].
Андезиты и дациты, особенно широко распространенные во 2- и
4-й толщах приведенного разреза, содержат фенокристы плагиоклаза
(3-20%) битовнит-лабрадорового состава (табл. 3.10), авгита (до 5 %)
86


и ортопироксена (до 5 %). Минералы основной массы представлены
пижонитом, ортопироксеном, авгитом, плагиоклазом, магнетитом и ам-
фиболом.
Риолиты, образующие лавовые потоки во 2-, 4- и 7-й толщах и
рвущие тела в дайково-силловом основании, — редкопорфировые по-
роды с вкрапленниками Лабрадора (табл. 3.10), гиперстена, сравни-
тельно железистого авгита (табл. 3.9) и магнетита в стекловатой пер-
литизированной массе с игольчатыми кристаллами, главным образом
клинопироксена и гиперстена.
Таким образом, как показывают приведенные петрографические
описания и данные табл. 3.9 и 3.10, бониниты, бронзитовые андезиты
и андезиты не имеют резких различий составов минералов-вкраплен-
ников, и только дациты и риолиты отличаются большей железисто-
стью цветных минералов и повышенной натриевостью плагиоклазов.
Повышенная магнезиальность во всех породах свойственна оливинам.
Магнезиальность орто- и клинопироксенов колеблется в широких пре-
делах, от 90 до 62 %, причем у клинопироксенов она несколько ниже,
чем у ортопироксенов, и у обоих минералов мало зависит от желези-
стости в широком интервале значений магнезиальности пород: пара-
метр Mg# = Mg/(Mg + Fe), мол. % от 73 до 57% [van der Laan et al.,
1992]. Высококальциевые бониниты характеризуются сравнительно
узкими интервалами магнезиальности цветных минералов (Mg# от 90
до 75), которая также не зависит от магнезиальности пород. Законо-
мерное снижение магнезиальности цветных минералов от 88 до 49 %
отмечается только для эффузивов андезит-дацит-риолитовой серии в
интервале значений магнезиальности пород от 52 до 15 %.
Эти особенности позволяют противопоставлять андезит-дацит-
риолитовую и бонинитовую подгруппы. В породах бонинитовой под-
группы высокомагнезиальные минералы-вкрапленники, близкие по
составу к минералам ультрамафитов (табл. 3.2), находятся в неравно-
весных соотношениях со средним и кислым по составу веществом
вулканических стекол мезостазиса бонинитов и бронзитовых андези-
тов (табл. 3.11). В связи с этим высказываются предположения о гиб-
ридном происхождении бонинитов и бронзитовых андезитов, по край-
ней мере из двух источников: 1) ультрамафитового для вкрапленников
цветных минералов и хромшпинелидов и 2) гранитного (трондьемито-
вого) для кислых стекол [Pearce et al., 1992; Портнягин и др., 1996].
Свежие, не измененные вторичными процессами стекла бонинитов
содержат не менее 1.4 мае. % воды, что намного превышает концен-
трации Н20 в океанических базальтах (0.1-0.4% в N-MORB),
(0.1-0.5% в E-MORB), (0.1-0.9% в базальтах океанических остро-
вов), но сопоставимо с обводненностью базальтов задуговых котловин
87


ТАБЛИЦА 3.11
СОСТАВ ВУЛКАНИЧЕСКИХ СТЕКОЛ БОНИНИТОВ
И БРОНЗИТОВЫХ АНДЕЗИТОВ ИДЗУ-БОНИНСКОЙ ДУГИ (скв. 786),
по [Newmann, van der Laan, 1992]
1
2
3
4
5
6
7
Si02
57.04
57.39
57.49
65.92
70.78
65.98
66.92
Ti02
0.42
0.26
0.27
0.33
0.42
0.43
0.22
AI2O3
15.41
15.67
15.61
11.65
12.00
14.24
13.24
FeO*
7.18
6.32
6.20
5.94
4.35
4.95
5.25
MnO
0.14
0.11
0.12
0.08
0.12
0.07
0.09
MgO
5.04
5.72
5.73
0.79
0.41
0.79
1.47
CaO
9.41
9.46
9.37
2.70
2.47
4.45
4.16
Na20
2.47
2.78
2.87
2.48
3.82
4.37
4.21
K20
0.23
0.23
0.25
2.84
1.88
0.80
0.74
Cr203
0.02
0.04
0.03
0.01
0.09
0.02
0.02
H20
1.68
1.43
1.54
4.47
1.88
2.52
2.19
Сумма
99.05
99.41
99.49
97.21
98.22
98.53
98.50
Примечание. 7-5— стекла в умереннокальциевых бонинитах, 6, 7— стекла в
умереннокальциевых бронзитовых андезитах. Содержания даны в мае. %.
(0.2-2.2 мае. % Н20) [Newman, van der Laan, 1992]. В кислых стеклах
дацитового и риолитового составов в бонинитах и породах андезит-
дацит-риолитовой серии Идзу-Бонинской бонинитовой подгруппы со-
держится от 2 до 6 мае. % воды. Примерно такие же оценки содержа-
ний воды (2.7-4.2 мае. %) и свидетельства ее магматической природы
получены для бонинитовых расплавов желоба Тонга [Соболев, Даню-
шевский, 1986]. Повышенные содержания водного флюида — харак-
терный признак субдукционного и собственно островодужного магма-
тизма [Бабанский и др., 1983; Фролова, Гущин, 1981; Соболев, 1996].
Возможно, что содержания воды в магмах бонинитов были более вы-
сокими, чем значения, приведенные в табл. 3.11. Сопоставление со-
держаний Н20 в расплавных включениях в оливине и в закалочных
стеклах свидетельствует о существенной дегазации расплавов при
подъеме к поверхности в случаях водонасыщенных магм, свойствен-
ных надсубдукционным обстановкам [Соболев, 1996].
Бониниты, бронзитовые андезиты и породы андезит-дацит-риоли-
товой серии, вскрытые скв. 786 в Идзу-Бонинском внешнем дуговом
поднятии, охватывают широкий диапазон составов, сопоставимый по
многим параметрам с ареалами бонинитовых ассоциаций из других
районов, изученных к настоящему времени (табл. 3.7,3.8). Точки мине-
ралов-вкрапленников на рис. 3.4 ограничивают область возможных
изменений составов, в том числе сильно отклоняющихся кумулятив-
ных разновидностей бонинитов, обогащенных преимущественно орто-
88


пироксенами и оливинами. Поля главных разновидностей пород бони-
нитовой группы располагаются на этой диаграмме между составами
пироксенов, плагиоклазов и вулканических стекол. Из двух анализов
кумулятивных бонинитов мыса Фогель один располагается между со-
ставами ортопироксенов и оливинов, а второй — вблизи поля ортопи-
роксенитов.
«Ультраосновные бониниты» желоба Тонга [Высоцкий, Злобин,
1987] отвечают оливин-ортопироксен-плагиоклазовой ассоциации ми-
нералов. Породы бонинитовой ассоциации Марианского желоба, дра-
гированные в 17-м рейсе научно-исследовательского судна «Дмитрий
Менделеев», образуют серию составов [Dietrich et al., 1978], промежу-
точную между клинопироксенами и средними марианитами, с одной
стороны, и средними бонинитами, с другой [Богатиков и др., 1987].
На этой же диаграмме отчетливо видно, что ареалы и точки соста-
вов пород бонинитовой ассоциации образуют несколько серий с раз-
личными уровнями магнезиальное™. Если не принимать во внимание
кумулятивные разновидности мыса Фогель и желоба Тонга, наиболее
высокими содержаниями магния отличаются низкокальциевые бони-
ниты и бронзитовые андезиты. Эти разновидности вулканитов Идзу-
Бонинского желоба образуют два сменяющих друг друга ареала в ин-
тервале содержаний кремнезема от 55 до 65 % в ультрамагнезиальном
поле [Гущин, Гусев, 1999]. Более низкими уровнями магнезиальности
характеризуются серии умеренно- и высококальциевых бонинитов и
бронзитовых андезитов, располагающиеся в полях ультра- и высоко-
магнезиальных пород, и андезит-дацит-риолитовая умеренномагнези-
альная серия (рис. 3.4). Контроль магнезиальности этих серий и отсут-
ствие перерывов между ними определяются соотношениями пироксе-
нов и плагиоклаза.
Средние составы главных разновидностей пород бонинитовой ас-
социации приведены в табл. 3.8. Диаграмма рис. 3.4 показывает, что
эти разновидности характеризуются широкими вариациями содержа-
ний кремнезема и магния. Например, высококальциевые бониниты,
судя по содержаниям кремнезема, включают породы базальтового и
андезито-базальтового составов, низкокальциевые бониниты — анде-
зито-базальты и андезиты, в составе низкокальциевых бронзитовых
андезитов многие породы по содержаниям кремнезема попадают в по-
ле дацитов и так далее. Тем не менее, выделение этих разновидностей
[Arculus et al., 1992; Mutton et al., 1992; Pearce et al., 1992] удобно для
обобщенной характеристики бонинитовой ассоциации. По содержани-
ям петрогенных и микроэлементов она подразделяется на три группы:
1) бонинитов 2) бронзитовых андезитов, 3) умеренномагнезиальных
андезитов, дацитов и риолитов.
89


Две первые группы отличаются от третьей более низкими уровня-
ми содержаний титана, алюминия, калия, фосфора, рубидия, бария,
стронция, циркония, гафния, ниобия, тантала, тория, иттрия и редко-
земельных элементов и повышенными концентрациями магния, хрома,
никеля и кобальта (табл. 3.8). Отдельные разновидности внутри первой
группы характеризуются закономерными коррелированными измене-
ниями состава петрогенных и микроэлементов. В группах бонинитов и
бронзитовых андезитов эти вариации иногда заметно отклоняются от
трендов, обычных для наиболее распространенных вулканитов.
В бонинитовой группе особенно заметны колебания содержаний
магния. В интервале Si02 от 50 до 56% они меняются от 8% MgO в
высококальциевых бонинитах до 14% MgO в низкокальциевых и до
22% и более в кумулятивных бонинитах Новой Гвинеи (рис. 3.4). От-
ражением этих необычных трендов являются низкий, приближающий-
ся к нулевому значению коэффициент корреляции магния с кремнием в
бонинитовой группе и значимый положительный коэффициент их кор-
реляции в группе бронзитовых андезитов. Вариациями магния опреде-
ляются положительные коэффициенты корреляции с кремнием хрома в
бонинитах, меди, хрома и никеля в бронзитовых андезитах.
Поперечные к обычным тренды обусловлены по крайней мере дву-
мя причинами: 1) естественными вариациями содержаний вкраплен-
ников пироксенов с высокими содержаниями хрома и никеля (рис. 3.4,
табл. 3.9); 2) произвольным выбором [Murton et al., 1992] границ раз-
новидностей бонинитов и бронзитовых андезитов (рис. 3.4). Столь же
необычна для вулканических пород и наблюдаемая в данной ассоциа-
ции отрицательная корреляция магния с кальцием. В силу этой зави-
симости низкокальциевые бониниты и бронзитовые андезиты оказы-
ваются более магнезиальными, чем их умеренно- и высококальциевые
аналоги.
Как будет показано далее, породы скв. 786 достаточно типичны для
всей бонинитовой ассоциации. Сонахождение в одном разрезе пред-
ставителей ультрамагнезиальной, высокомагнезиальной и умеренно-
магнезиальной серий позволяет предполагать наличие постепенных
переходов между ними. Примерами пород, переходных от бонинитов к
низкотитанистым островодужным толеитам, могут быть «высокомаг-
незиальные низкотитанистые двупироксеновые андезито-базальты»
скв. 793 (рис 3.3), вскрывшей вулканический фундамент в преддуго-
вом прогибе между внешним дуговым поднятием и фронтом совре-
менного вулканизма Идзу-Бонинской структуры [Taylor et al., 1992].
Общая характеристика вариаций химического состава бонинито-
вой ассоциации основана на материале 362 анализов, характеризую-
щих преимущественно Идзу-Бонинскую и Марианскую дуги (табл.
90


3.12). В связи с отсутствием общепринятой петрографической и хими-
ческой классификации бонинитов при формировании выборок для
подсчетов средних составов выбиралась специально разработанная
систематика вулканитов, позволяющая сравнивать породы различных
геодинамических обстановок [Гущин, Гусев, 1999].
Состояние изученности не позволяет в настоящее время проводить
обоснованное равномерным опробованием сопоставление проявлений
бонинитовой ассоциации различных островных дуг. В имеющейся вы-
борке большинство анализов (233) относится к Идзу-Бонинской дуге
[Kushiro, 1981; Natland, 1981; Arculus et al., 1992; Pearce et al., 1992;
Taylor et al., 1992], в том числе — 150 представляют собой разрез па-
леогена скв. 786; 121 анализ характеризует бонинитовую ассоциацию
Марианской дуги [Wood et al., 1981; Reagan, Meijer, 1984; Bloomer,
Hawkins, 1987; Шараськин, 1987; Богатиков, Цветков, 1988]; 5 анали-
зов — дугу Тонга-Кермадек, единичные пробы относятся к бонинитам
Новой Гвинеи, Филиппин и островов Палау. Таким образом, приве-
денные в табл. 3.12 средние составы характеризуют преимущественно
Идзу-Бонинскую и Марианскую дуги, в которых бонинитовая ассо-
циация представлена достаточным количеством анализов, позволяю-
щим сравнивать их друг с другом. Составы петрогеохимических типов
рассчитаны отдельно для представителей толеитовой (38 анализов) и
известково-щелочной (324 анализа) серий.
Вследствие высоких содержаний магния в бонинитах и бронзито-
вых андезитах большинство пород этих подгрупп по железо-магне-
зиальным отношениям попадает в известково-щелочную серию. Среди
ультрамагнезиальных разновидностей по этой же причине представи-
тели толеитовой серии отсутствуют. Представители толеитовой серии
бонинитовой ассоциации отмечаются в Идзу-Бонинской (базальты, ан-
дезито-базальты, андезиты, дациты, риолиты), в Марианской (бронзи-
товые андезиты и стекла дацитового состава в бронзитовых андезитах,
реже риолиты) и в Тонга-Кермадекской дугах. Преобладают породы
кислого состава преимущественно плюмазитовых низко-, умеренно- и
высококалиевых типов. Пересыщенность глиноземом и высокие со-
держания калия коррелируют с сильной измененностью пород в ниж-
ней части разреза скв. 786. За счет вторичных изменений может быть
отнесено и появление единичного риолита высококалиевого агпаито-
вого типа.
Следует отметить, что в табл. 3.12 представлены все разновиднос-
ти, для которых были выполнены анализы. Чистка при составлении
выборок не производилась, поэтому в ней представлены и нетипичные
породы, которые, вероятно, было бы нужно исключить как вторично из-
мененные. После такой чистки в бонинитовой ассоциации осталось бы
91


СРЕДНИЙ СОСТАВ ПЕТРОГЕОХИМИЧЕСКИХ
1
2
3
4
5
6
7
8
12
13
14
15
16
23
24
26
Si02
51.81
55.08
59.92
65.09
69.5
54.95
59.24
68.97
TiOz
0.33
0.31
0.32
0.30
0.32
0.34
0.31
0.21
А12Оз
14.74
14.89
15.55
15.20
14.26
15.92
15.50
13.94
FeO*
8.25
8.06
7.26
6.03
4.68
8.17
7.03
4.58
MnO
0.16
0.15
0.10
0.09
0.06
0.13
0.11
0.09
MgO
10.70
8.80
5.23
2.89
1.48
7.40
4.84
2.77
CaO
11.77
10.23
8.12
5.84
4.46
9.72
8.58
3.74
Na20
1.96
2.08
2.88
3.76
4.18
2.39
3.01
3.94
K20
0.26
0.36
0.58
0.74
1.01
0.92
1.27
1.69
P205
0.04
0.04
0.04
0.06
0.07
0.07
0.11
0.06
Li
—
12
—
—
—
16.2
—
—
Rb
5.45
6.70
8.98
11.1
16.2
15.9
33.5
13.5
Cs
0.34
0.22
0.24
0.16
—
0.29
0.74
0.76
Ba
36.8
17.9
44.1
60.8
71.2
22.6
39.5
52
Sr
123
142
181
199
168
138
184
251
Zr
27.6
32.2
45.2
56.3
65
34.2
37.5
75
Hf
0.71
1.26
1.34
1.68
1.34
0.95
1.13
2.28
Nb
0.65
0.46
0.90
1.03
—
0.40
0.27
1.07
Та
0.02
0.03
0.06
0.06
—
0.10
0.04
0.08
Th
0.16
0.24
0.38
0.36
—
1.10
0.40
0.76
U
0.13
0.09
0.26
0.28
—
0.18
0.28
0.44
Си
27.5
62.2
62.3
66.3
55.7
50.9
54.2
55.0
Zn
58.0
70.9
67.1
59.7
51.7
68.8
54.9
47.5
Pb
0.86
2.60
2.32
1.08
0.67
3.22
3.00
3.47
Cr
806
335
161
72.8
14.3
259
136
63.2
Ni
272
119
60.6
20.0
7.75
74.1
51.0
20.2
Co
45.8
43.2
21.4
19.5
27.0
37.1
27.4
8.0
V
192
228
208
179
131
223
198
67.0
Sc
30.6
31.2
26.0
22.5
16.5
31.9
24.6
17.1
Y
11.0
15.7
9.68
10.3
11.2
9.38
7.69
8.73
La
1.42
1.92
1.78
2.82
1.82
1.05
1.62
4.00
Ce
3.02
4.48
4.05
6.56
3.96
3.19
3.67
9.14
Sm
0.74
1.14
0.91
1.25
0.77
1.13
1.15
1.57
Eu
0.30
0.39
0.31
0.38
0.27
0.31
0.27
0.45
Tb
0.18
0.24
0.21
0.27
0.19
0.17
0.17
0.32
Yb
0.88
1.00
0.93
1.13
1.08
1.14
0.72
1.37
Lu
0.14
0.16
0.14
0.13
—
0.17
0.12
0.22
Число
4
30
28
5
6
87
15
4
проб
Примечание. Первая строка. Петрогеохимические серии, по [Магматические
мические типы, по [Гущин, Гусев, 1999]: 1-17, 26-35 — миаскитовые, 18-25, 36-42 —
зиальные, 11-20 — ультрамагнезиальные; 1-5, 11-13, 18-22, 26-28, 36-39 — низкока
сококалиевые. Преобладающие типы пород: 1 — высококальциевые бониниты, 2 —
дациты, 5, 22, 24 — риодациты, б — двупироксеновые андезито-базальты [Taylor et al.,
92


ТАБЛИЦА 3.12
ТИПОВ ПОРОД БОНИНИТОВОЙ АССОЦИАЦИИ
9
10
11
12
13
14
15
33
37
413
414
415
422
423
Si02
53.00
73.36
54.93
60.33
63.69
50.41
55.38
ТЮ2
0.31
0.24
0.27
0.23
0.22
0.19
0.22
А1203
18.32
12.65
13.13
12.74
12.65
9.76
11.74
FeO*
8.67
3.44
7.91
7.19
6.14
8.78
8.32
МпО
0.18
0.05
0.17
0.14
0.12
0.18
0.15
MgO
6.50
0.98
12.50
9.59
7.95
22.60
14.40
СаО
8.22
1.72
8.73
6.66
5.44
5.88
7.26
Na20
3.22
3.40
2.01
2.57
3.37
1.64
1.65
к2о
1.57
4.10
0.30
0.50
0.38
0.51
0.80
р2о5
0.01
0.05
0.05
0.04
0.04
0.06
0.04
Li
Rb
11
37
4.99
8.81
5.46
8.25
11.7
Cs
—
—
0.21
0.14
0.13
0.28
0.62
Ва
54
756
15.9
44.8
54.2
9.40
20.8
Sr
69
77
139
146
218
69.5
96.7
Zr
27
72
30.2
35.2
44.9
30.3
33.4
Hf
—
—
0.93
0.95
1.21
0.72
1.04
Nb
—
—
0.35
0.61
0.63
0.42
0.32
Та
—
—
0.03
0.06
0.05
0.04
0.07
Th
7.0
—
0.20
0.27
0.35
0.12
0.34
U
—
—
0.14
0.19
0.26
0.29
0.20
Cu
—
30
47.7
59.1
74.7
61.5
40.6
Zn
55
67
65.6
62.3
67.3
72.0
63.1
Pb
—
3
1.37
2.79
3.86
0.68
2.09
Cr
201
22
763
693
629
1782
1016
Ni
81
11
217
179
146
522
286
Co
—
—
56.1
38.2
29.8
96.5
45.3
V
—
33
213
165
142
199
174
Sc
—
13
29.3
28.2
24.3
27.0
29.4
Y
5.0
12
9.22
5.91
8.57
7.0
7.22
La
—
—
1.80
1.66
2.28
0.56
1.93
Ce
—
—
4.90
3.69
4.98
1.43
3.70
Sm
—
—
0.76
0.61
0.84
0.38
0.71
Eu
—
—
0.30
0.21
0.27
0.15
0.24
Tb
—
—
0.20
0.13
0.19
0.09
0.18
Yb
—
—
0.93
0.64
0.72
0.54
0.91
Lu
—
—
0.14
0.11
0.12
0.07
0.16
Число
проб
1
1
34
41
14
3
25
горные..., 1987, т. 6]: 1-25— известково-щелочная, 26-43 — толеитовая. Петрогеохи-
плюмазитовые, 43 — щелочной агпаитовый; J-10, 21-43 — умеренно- и высокомагне-
лиевые, 6-8, 14-17, 23, 24, 29-34, 40 — умереннокалиевые, 9, 10, 25, 35, 41-43 — вы-
бронзитовые андезиты и бониниты, 3 — андезиты и бронзитовые андезиты, 4, 28, 37 —
1992], бронзитовые андезиты [Wood et al., 1981], 7 — двупироксеновые андезиты, брон-
93


16
17
18
19
20
21
22
424
425
4613
4614
4615
614
616
Si02
58.18
64.72
56.52
61.26
63.99
58.48
67.77
Ti02
0.22
0.19
0.09
0.23
0.25
0.38
0.24
A1203
11.28
13.26
5.66
14.70
14.01
18.34
15.40
FeO*
8.07
5.90
9.57
6.75
6.49
7.14
5.08
MnO
0.16
0.11
0.19
0.10
0.07
0.08
0.04
MgO
13.30
6.70
25.10
9.44
9.09
5.83
2.47
CaO
6.12
4.83
2.31
4.45
2.85
7.01
5.23
Na20
1.79
3.22
0.32
2.48
2.73
2.22
3.07
K20
0.87
1.04
0.24
0.57
0.51
0.52
0.72
P2O5
0.04
0.05
0.02
0.02
0.03
—
—
Li
—
Rb
12.7
12.2
—
10.2
5.65
3.0
11.3
Cs
—
0.01
—
0.06
0.33
—
—
Ba
32.7
40.2
—
42.0
57.5
46
48
Sr
90.7
190
—
133
142
163
195
Zr
34.5
59.9
—
39.7
37.0
44
60
Hf
0.63
1.32
—
1.04
0.58
—
1.92
Nb
0.55
0.82
—
0.76
0.69
—
1.25
Та
0.09
0.06
—
0.08
0.05
—
—
Th
0.08
0.31
—
0.27
0.15
—
—
U
0.09
0.31
—
0.50
0.08
—
—
Cu
64.2
52.3
—
77.7
114
60
33
Zn
66.0
66.0
—
77.7
57.0
65
48
Pb
7.07
3.43
—
2.50
0.43
—
2.2
Cr
1105
416
—
569
776
11
47
Ni
278
105
—
145
178
22
24
Co
—
32.0
—
28.0
22.0
—
—
V
140
112
—
163
167
267
134
Sc
27.0
21.5
—
27.5
27.0
—
—
Y
4.86
7.80
—
6.10
7.00
12
9.5
La
1.04
2.23
—
2.36
1.74
—
2.51
Ce
2.63
5.21
—
5.43
3.92
—
5.46
Sm
0.60
0.94
—
0.95
0.66
—
0.97
Eu
0.18
0.31
—
0.29
0.23
—
0.30
Tb
0.14
0.20
—
0.20
0.10
—
0.22
Yb
0.74
0.97
—
0.79
0.50
—
0.97
Lu
0.09
0.13
—
0.12
0.07
—
0.16
Число
10
4
1
3
2
1
1
проб
зитовые андезиты, 8 — гиперстеновые риодациты, 9, 30, 35, 36 — бронзитовые андези
ниниты, 12 — умереннокальциевые бронзитовые андезиты, умеренно- и низкокальцие
рианиты, 75 — оливиновые бониниты, низко-, умеренно- и высококальциевые бонини
кальциевые бронзитовые андезиты и гиперстеновые дациты, 18 — кумулятивный бони
бониниты и бронзитовые андезиты, 20 — низко- и умереннокальциевые бронзитовые
Вторая строка. Индексы петрогеохимических типов вулканических пород даны
Содержания петрогенных окислов (мае. %) пересчитаны на 100% их суммы, кон
94


Продолжение
23
24
25
26
27
28
29
625
626
637
13
14
15
22
Si02
63.23
72.25
73.44
54.39
60.74
65.58
51.55
Ti02
0.22
0.25
0.24
0.85
0.33
0.32
0.41
А12Оз
16.15
13.54
13.18
16.77
17.87
15.80
18.02
FeO*
7.93
3.60
3.18
11.45
7.10
6.59
9.34
MnO
0.11
0.07
0.06
0.21
0.09
0.07
0.10
MgO
2.91
1.28
1.13
4.27
2.06
1.59
4.72
CaO
5.52
2.24
0.99
10.04
6.61
5.85
9.34
Na20
2.35
3.72
3.47
1.65
4.51
3.23
3.86
к2о
1.58
2.99
4.25
0.35
0.51
0.90
1.05
P205
—
0.06
0.06
0.01
0.18
0.08
1.61
Li
—
—
Rb
29
28
39
8.0
6.0
17.8
37
Cs
—
0.25
—
0.74
—
0.16
—
Ba
108
325
690
77
77
54.5
48
Sr
293
108
83.5
175
248
210
233
Zr
44
75
74
39.0
61.0
64.2
47
Hf
—
2.1
—
1.14
—
2.06
—
Nb
—
—
—
0.25
—
1.13
—
Та
—
0.08
—
0.02
—
0.06
—
Th
—
0.7
—
0.07
—
0.66
—
U
—
0.4
—
0.07
—
0.29
—
Cu
94
54
64.5
155
69
65
86
Zn
61
92
70
113
76
56.5
104
Pb
—
4.0
—
3.16
4.0
3.22
4.0
Cr
—
15
17.5
23
10
6.5
166
Ni
14
5.0
5.5
18
13
7.75
47
Co
—
6.0
—
—
—
11.0
—
V
224
29
31.5
428
219
236
269
Sc
—
12
11.5
41.0
23
14.5
33
Y
9.0
10
10.0
22.0
35
10.8
95
La
—
3.80
—
1.24
—
3.24
—
Ce
—
8.10
—
4.23
—
6.84
—
Sm
—
1.39
—
1.63
—
1.12
—
Eu
—
0.46
—
0.63
—
0.36
—
Tb
—
0.26
—
0.41
—
0.28
—
Yb
—
1.17
—
2.03
—
1.08
—
Lu
—
0.19
—
0.38
—
0.18
—
Число
1
1
1
1
проб
2
1
5
ты, 10, 25, 33, 34, 38-43 — риолиты, 11 — умеренно-, низко- и высококальциевые бо-
вые бониниты, 13 — умеренно- и низкокальциевые бронзитовые андезиты, 14 — ма-
ты [Murton et al., 1992], 16— низко- и умереннокальциевые бониниты, 17— низко-
нит (марианит) [Добрецов и др., 1980; по Dallwitz et al., 1966], 19— низкокальциевые
андезиты, 21, 23, 27, 31, 32 — андезиты, 26 — андезито-базальты, 29 — базальт.
по [Гущин, Гусев, 1999]. FeO* = 0.9 х Fe203 + FeO.
центрации микроэлементов приведены в г/т.
95


30
31
32
33
34
35
36
23
24
25
26
27
33
615
Si02
53.02
60.52
63.16
71.20
72.93
52.93
64.96
Ti02
0.34
0.34
0.23
0.32
0.30
0.55
0.34
А12Оз
18.18
18.05
17.06
13.44
13.76
16.91
19.17
FeO*
8.46
7.38
6.76
4.19
3.42
9.24
5.27
MnO
0.11
0.11
0.09
0.07
0.08
0.08
0.05
MgO
5.14
1.97
2.24
0.56
0.34
5.17
0.98
CaO
11.28
6.98
7.16
3.54
2.51
9.89
5.88
Na20
2.80
3.56
2.19
4.86
4.35
2.67
2.62
K20
0.64
0.91
1.10
1.72
2.24
2.47
0.60
P2O5
0.03
0.18
—
0.08
0.08
0.09
0.13
Li
Rb
7.0
11.5
14.0
32
33
20
—
Cs
0.09
—
—
0.36
2.13
—
—
Ba
41
35.5
54
182
54
—
—
Sr
122
237
229
144
141
141
—
Zr
31
58
49
88
80
53
—
Hf
0.82
1.79
—
2.9
2.74
—
—
Nb
—
1.36
—
1.39
1.34
—
—
Та
0.06
0.07
—
0.12
0.08
—
—
Th
0.15
0.47
—
0.83
0.72
—
—
U
—
0.3
—
0.43
0.37
—
—
Cu
—
70
66
36
60
—
—
Zn
71
79
62
57
49
78
—
Pb
6.0
2.3
—
2.35
2.81
—
—
Cr
214
8.0
—
8.0
4
257
—
Ni
80
17.0
12
5.5
6.5
73
—
Co
28.1
11.0
—
8.0
7.9
25
—
V
—
106
259
70
24
307
—
Sc
36.9
21.8
—
13.0
11.4
—
—
Y
8.0
22.0
9.0
14.9
11.5
23.9
—
La
1.18
7.46
—
4.53
3.36
—
—
Ce
2.30
15.8
—
10.9
7.13
—
—
Sm
—
1.74
—
1.88
1.31
—
—
Eu
0.28
0.54
—
0.63
0.37
—
—
Tb
0.20
0.39
—
0.37
0.30
—
—
Yb
—
1.91
—
1.43
1.22
—
—
Lu
—
0.32
—
0.23
0.22
—
—
Число
1
2
1
1
1
1
12
проб
совсем мало пород толеитов. Возможно, в дальнейшем в нее не следует
включать их представителей. При таком подходе бонинитовая серия
может быть представлена только известково-щелочными вулканитами.
Особенности химического состава пород бонинитовой ассоциации
выявляются при ее сопоставлении (табл. 3.13) сандезито-базальтовыми
96


Окончание
37
38
39
40
41
42
43
616
617
618
627
636
637
3537
Si02
69.95
75.36
80.52
75.05
71.57
76.56
75.01
Ti02
0.27
0.25
0.18
0.21
0.27
0.23
0.24
А12Оз
15.49
13.55
10.89
13.05
13.92
12.23
12.53
FeO*
4.69
3.31
1.38
2.83
3.80
2.25
1.74
MnO
0.07
0.04
0.04
0.05
0.08
0.04
0.01
MgO
0.75
—
0.23
0.26
0.85
0.30
—
CaO
4.35
2.51
1.32
1.69
2.35
1.42
0.45
Na20
3.68
3.71
3.92
4.13
3.84
3.34
4.90
K20
1.03
1.27
1.47
2.69
3.24
3.58
5.03
P205
0.01
—
0.05
0.04
0.08
0.05
0.08
Li
Rb
11.5
25.3
18
31.5
33
32
44
Cs
—
—
—
—
0.23
—
—
Ba
78.5
87.0
155
208
328
679
535
Sr
202
139
83
130
98
93
44.5
Zr
72.5
77.7
125
73.0
75
71
75
Hf
—
—
—
2.22
2.32
—
2.43
Nb
—
—
—
0.85
0.98
—
1.3
Та
—
—
—
0.06
0.08
—
0.07
Th
—
—
1.6
0.52
0.67
—
0.71
U
—
—
0.85
—
0.37
—
0.5
Cu
38.0
31.3
—
31.5
50
31
63
Zn
42.5
45.3
—
78.0
96
86
41
Pb
—
—
—
2.46
3.19
1
2.43
Cr
4.00
—
4
5.50
33
14
1
Ni
4.50
3.67
—
2.75
9
4
1
Co
—
—
—
—
5.6
—
1
V
152
40.7
—
48.5
31
27
22
Sc
—
—
—
11.0
11.8
13
8.2
Y
13.0
13.3
—
12.6
10.6
10
12
La
—
—
5.50
3.06
3.6
—
3.63
Ce
—
—
12.5
6.16
8.28
—
7.41
Sm
—
—
2.24
1.35
1.39
—
1.84
Eu
—
—
0.59
0.51
0.41
—
0.49
Tb
—
—
—
0.19
0.26
—
0.27
Yb
—
—
2.15
1.16
1.27
—
1.06
Lu
—
—
—
0.13
0.23
—
0.15
Число
1
1
проб
2
3
1
2
1
и базальт-риолитовыми сериями. Андезито-базальтовые серии юных
островных дуг представлены двумя возрастными группами: 1) палеог-
геновыми вулканитами Марианской [Wood et al., 1981; Reagan, Meijer,
1984; Богатиков, Цветков, 1988] и Идзу-Бонинской [Fryer et al., 1990;
Taylor etal., 1992] дуг; 2) неоген-четвертичными — Южно-Сандвиче-
7 — Металлогения
97


ТАБЛИЦА 3.13
ДЕЛЕНИЕ МАГМАТИЧЕСКИХ ПОРОД ПО СОДЕРЖАНИЯМ SiOz (мае. %)
И РАСПРОСТРАНЕННОСТЬ ПОДГРУПП РАЗЛИЧНОЙ
КРЕМНЕКИСЛОТНОСТИ В ОСНОВНЫХ ТИПАХ АССОЦИАЦИЙ
ВУЛКАНИЧЕСКИХ ПОРОД ЮНЫХ ОСТРОВНЫХ ДУГ
(1-4 — ассоциации: 1 — бонинитовая (362 пробы), 2 — андезито-базальтовая
палеогеновая (100 проб), 3 — андезито-базальтовая неоген-четвертичная
(173 пробы), 4 — внутридуговая рифтовая (54 пробы)
Ин-
декс
Si02
Группы пород
Подгруппы
Распространенность, %
1
2
3
4
1
2
42.5-47.5
47.5-52.5
Основные
Низкокремнеземистые
Умереннокремнеземистые
2.2
11.0
22.0
81.6
3
4
52.5-57.5
57.5-62.5
Средние
Низкокремнеземистые
Умереннокремнеземистые
50.0
27.9
49.0
27.0
45.0
21.4
3.7
1.8
5
6
7
62.5-67.5
67.5-72.5
72.5-77.5
Кислые
Низкокремнеземистые
Умереннокремнеземистые
Высококремнеземистые
12.2
4.4
3.0
6.0
2.0
5.0
3.5
2.9
4.6
1.8
11.1
8
77.5-82.5
Ультракислые
Умереннокремнеземистые
0.3
—
0.6
—
вой [Фролова, 1987; Богатиков, Цветков, 1988], Идзу-Бонинской [Gill
et al., 1992; Taylor et al., 1992] и Марианской [Taylor S. R. et al., 1969;
Meijer A., Reagan M., 1981; Wood et al., 1981; Woodhead, 1989] дуг. Ба-
зальт-риолитовая ассоциация характеризует зону внутридугового
плиоцен-четвертичного Идзу-Бонинского рифта [Storms et al., 1991;
Gill et al., 1992] (табл. 3.13, рис. 3.5-3.9). Следует обратить внимание
на увеличение доли толеитовых пород от 10.5% в бонинитовой ассо-
циации, 50% в палеогеновой андезито-базальтовой до 67% в неоген-
четвертичной андезито-базальтовой и до 78 % в плиоцен-четвертичной
внутридуговых рифтов. В этой последовательности монотонно возрас-
тает доля базальтов (от 2 до 82 %) и снижается относительная распро-
страненность вулканитов среднего состава (от 78 до 6 %), в том числе
андезито-базальтов и андезитов.
По распространенности пород среднего состава бонинитовая ассо-
циация (табл. 3.13, 3.14), близка к собственно островодужным андези-
то-базальтовым палеогенового и неоген-четвертичного возрастов. Для
всех характерно четко выраженное преобладание андезито-базальто-
вой подгруппы, характеризующейся содержаниями Si02 в интервале
52.5-57.5 %. Бонинитовая отличается от андезито-базальтовых ассо-
циациаций существенно большей долей пород дацитового интервала
(62.5-67.5 % Si02). По многим параметрам она ближе к одновозраст-
ной с нею палеогеновой андезито-базальтовой, чем к неоген-четвер-
тичным андезито-базальтовым сериям и резко отличается от внутриду-
98


тю2,
мас.%
1.5-
0.9
0.6
0.3
0
—I—
60
—г—
70
AIA.
мас.%
20 -
18 -
16 -
14
12
10
80 Si02. мас.%
60
—т—
70
80 Si02, мас.%
80 Si02, мас.%
80 Si02, мас.%
—Ч 4
Рис. 3.5. Вариации содержаний окислов титана, алюминия, магния и
фосфора в основных типах ассоциаций вулканических пород юных ост-
ровных дуг.
1-4 — ассоциации: 1 — бонинитовая, 2-3 — андезито-базальтовые собственно ост-
роводужные (2 — палеогеновая, 3 — неоген-четвертичная); 4 — внутридуговая рифто-
вая.
ТАБЛИЦА 3.14
РАСПРОСТРАНЕННОСТЬ (%) ВУЛКАНИТОВ РАЗЛИЧНОЙ
КРЕМНЕКИСЛОТНОСТИ ИЗВЕСТКОВО-ЩЕЛОЧНОЙ БОНИНИТОВОЙ
АССОЦИАЦИИ ИДЗУ-БОНИНСКОЙ (1) И МАРИАНСКОЙ (2) ДУГ, ЮНЫХ (3),
РАЗВИТЫХ (4) И ЗРЕЛЫХ (5) ОСТРОВНЫХ ДУГ, по |Гусев, Гущин, 1999]
Si02,
мае. %
Группы пород
Подгруппы
Распространенность, %
1
2
3
4
5
42.5-47.5
47.5-52.5
Основные
Низкокремнеземистые
Умереннокремнеземистые
1.9
1.9
19.3
15.1
19.9
2.0
36.7
52.5-57.5
57.5-62.5
Средние
Низкокремнеземистые
Умереннокремнеземистые
48.8
34.6
65.8
22.8
41.2
21.0
26.3
26.9
32.0
13.3
62.5-67.5
67.5-72.5
72.5-77.5
Кислые
Низкокремнеземистые
Умереннокремнеземистые
Высококремнеземистые
9.5
3.8
1.4
5.7
3.8
10.1
5.0
1.7
8.1
0.5
2.7
12.0
2.0
2.0
77.5-82.5
Ультракислые
Умереннокремнеземистые
—
—
1.7
0.5
—
99


Рис. 3.6. Вариации содержаний рубидия, бария, стронция и циркония
в основных типах ассоциаций вулканических пород юных островных дуг.
См. пояснения к рис. 3.5.
говой рифтовой бимодальной ассоциации. Эти особенности являются*
одним из главных индикаторов принадлежности бонинитов к собст-
венно надсубдукционному коровому по своей природе магматизму.
В известково-щелочную серию попадает большинство пород бо-
нинитовой ассоциации (табл. 3.12). Сопоставление главных характери-
стик составов Идзу-Бонинской и Марианской известково-щелочной
бонинитовой ассоциации приводится в табл. 3.14 и 3.15.
В известково-щелочной бонинитовой ассоциации Идзу-Бонинской
и Марианской дуг резко преобладают породы среднего состава, пре-
имущественно андезито-базальтового интервала (табл. 3.15). В Мари-
анской дуге андезито-базальтовые петрогеохимические типы распро-
странены почти в три раза больше андезитовых. Основные породы в
обеих дугах составляют менее двух процентов. Кислые породы более
характерны для Идзу-Бонинской бонинитовой известково-щелочной
ассоциации. Отчасти это может объясняться тем, что марианская ассо-
циация в большей степени представлена материалами драгирования,
100


Ni.
г/т
1000 H
500
ioo Н
50
ЮН
5
70
80 Si02, мас.%
1
80 Si02l мас.%
—Н 4
Рис. 3.7. Вариации содержаний свинца, хрома, никеля и кобальта в ос-
новных типах ассоциаций вулканических пород юных островных дуг.
См. пояснения к рис. 3.5.
ТАБЛИЦА 3.15
ПЕТРОГЕОХИМИЧЕСКАЯ ТИПИЗАЦИЯ И РАСПРОСТРАНЕННОСТЬ (%)
ВУЛКАНИТОВ ИЗВЕСТКОВО-ЩЕЛОЧНОЙ БОНИНИТОВОЙ АССОЦИАЦИИ
ИДЗУ-БОНИНСКОЙ (1) И МАРИАНСКОЙ (2) ДУГ В СОПОСТАВЛЕНИИ
С АНАЛОГИЧНЫМИ ХАРАКТЕРИСТИКАМИ ЮНЫХ (3), РАЗВИТЫХ (4)
И ЗРЕЛЫХ (5) ОСТРОВНЫХ ДУГ, по [Гусев, Гущин, 1999]
Петрогеохимические типы
1
2
3
4
5
Основные
1.9
1.9
19.3
35.0
38.7
Средние
83.4
88.6
62.2
53.2
45.3
Кислые
14.7
9.5
18.5
11.8
16.0
Низкокалиевые
63.0
29.5
42.9
12.4
2.0
Умереннокалиевые
35.6
69.5
57.1
66.1
47.3
Высококалиевые
1.4
1.0
—
21.0
26.0
Ультракалиевые
—
—
—
0.5
24.7
Миаскитовые
94.8
100.0
94.1
95.2
88.7
Плюмазитовые
5.2
—
5.9
4.8
11.3
Ультрамагнезиальные
46.4
30.5
26.9
1.6
—
101


80 Si02, мас.%
50 60 70 80 Si02. мас.%
U.
г/г
1.0
0.8
0.6
0.4-j
02 А
80 Si02, мас.%
70
80 Si02, мас.%
1
Рис. 3.8. Вариации содержаний гафния, ниобия, тория и урана в ос-
новных типах ассоциаций вулканических пород юных островных дуг.
См. пояснения к рис. 3.5.
из которых анализы кислых пород при составлении выборки были ис-
ключены как нетипичные для бонинитов.
В Идзу-Бонинской дуге в бонинитовой ассоциации преобладают
низкокалиевые породы, в Марианской — умереннокалиевые, по этому
параметру обе они близки к ассоциациям юных островных дуг. Высо-
кокалиевые породы характерны для кислых разностей и единичных
пород среднего состава, подвергнутых вторичным изменениям. Ульт-
рамагнезиальные породы наиболее распространены в Идзу-Бонинской
дуге. Это находит отражение и в средних составах (табл. 3.16). Бони-
нитовые ассоциации заметно отличаются от островодужных в целом
низкими содержаниями титана, алюминия и фосфора. Они близки к
вулканитам юных островных дуг и по сонахождению наиболее рас-
пространенных петрогеохимических типов пород — умереннокалие-
вых андезито-базальтов с ультрамагнезиальными (табл. 3.17). В отли-
чие от комплексов развитых и зрелых дуг в бонинитовой ассоциации
редко встречаются высококалиевые породы и отсутствуют ультрака-
лиевые.
102


Y.
80
40
20
Л
—т—
60
70
80 Si02l мас.%
Се.
50
40
30
1
io H
70
80 Si02, мас.%
Eu.
rfr
2.4
20
1.6
1.2
0.8
0.4
i
70
1
80 Si02, мас.%
ЕЕ!2 Ш
Рис. 3.9. Вариации содержаний иттрия, церия, европия и лютеция в
основных типах ассоциаций вулканических пород юных островных дуг.
См. пояснения к рис. 3.5.
Сопоставление средних составов пород бонинитовой ассоциации в
целом с островодужными (рис. 3.5-3.9) позволяет выявить различия и
вариации в зависимости от уровня кремнекислотности. При подсчете
средних в данном случае анализы группировались по интервалам со-
держаний SiC>2, одинаковым для бонинитовых и других островодуж-
ных ассоциаций (табл. 3.13). По содержаниям и вариациям в диффе-
ренцированных рядах фосфора, рубидия, стронция, свинца, гафния,
ниобия, тория, урана, церия и европия наиболее близкой к бонинитам
оказывается палеогеновая андезито-базальтовая ассоциация.
По ряду особенностей химического состава бониниты близки к
ультрамафитам. В числе этих признаков — низкие (около 0.3 мае. %)
содержания ТЮ2, практически не зависящие от кремнезема, пони-
женные (на уровне 14%) концентрации А12Оз, высокие содержания
магния, хрома, никеля, кобальта и пониженные — фосфора, циркония,
свинца, гафния, иттрия и редкоземельных элементов (рис. 3.5-3.9).
103


ТАБЛИЦА 3.16
СРЕДНИЙ СОСТАВ ВУЛКАНИЧЕСКИХ ПОРОД ИЗВЕСТКОВО-ЩЕЛОЧНОЙ
БОНИНИТОВОЙ АССОЦИАЦИИ ИДЗУ-БОНИНСКОЙ (1)
И МАРИАНСКОЙ (2) ДУГ В СОПОСТАВЛЕНИИ С АНАЛОГИЧНЫМИ
ХАРАКТЕРИСТИКАМИ ЮНЫХ (3), РАЗВИТЫХ (4) И ЗРЕЛЫХ (5)
ОСТРОВНЫХ ДУГ, по [Гусев, Гущин, 1999)
Окислы
1
2
3
4
5
424
23
24
23
34
Si02
58.36
57.01
57.71
55.54
59.17
тю2
0.28
0.30
0.54
0.77
0.82
А12Оз
14.41
14.13
14.85
17.17
15.93
FeO*
7.20
8.15
8.31
8.04
7.08
МпО
0.14
0.12
0.15
0.17
0.14
MgO
8.29
8.86
7.18
5.17
3.75
СаО
7.90
8.35
7.96
8.46
6.21
Na20
2.67
2.18
2.49
3.22
3.73
К20
0.69
0.84
0.71
1.32
2.86
Р205
0.05
0.05
0.10
0.14
0.31
Число проб
211
105
119
186
186
Примечание. Цифровые индексы петрогеохимических типов средних составов:
1 (424)— ультрамагнезиальный андезит (бонинит), 2 (23)— высокомагнезиальный
умереннокалиевый андезибазальт, 3 (24)— высокомагнезиальный андезит, 5 (34) —
умеренномагнезиальный высококалиевый андезит. Содержания в мае. %.
Кремнекислые представители бонинитовой ассоциации по многим
петрогенным и микроэлементам конвергентны с аналогичными анде-
зито-базальтовыми и внутридуговыми рифтовыми ассоциациями. В ря-
ду возрастающей кремнекислотности от базальтов до риолитов в бони-
нитовой ассоциации, как и в андезито-базальтовых, отмечается посте-
пенное снижение концентраций магния и сидерофильных микроэле-
ментов и возрастание содержаний высокозарядных и редкоземельных.
Следует отметить повышенные концентрации меди (52-114 г/т) в
кислых породах бонинитовой ассоциации по сравнению с аналогич-
ными петрогеохимическими типами обычных островодужных вулка-
нитов. Положительная геохимическая специализация на медь отмеча-
ется в низко- и умереннокалиевых дацитах и риодацитах, в умеренно-
и высококалиевых риолитах (типы 15, 16, 25, 26, 37, 415, 425, 625, 627,
637, 3537 в табл. 3.12).
Резкие различия содержаний титана, алюминия и магния, сидеро-
фильных, высокозарядных и редкоземельных микроэлементов свиде-
тельствуют о различных источниках исходных магм бонинитовых, ан-
дезито-базальтовых и базальт-риолитовых ассоциаций. Бониниты —
одни из немногих островодужных пород, характеризующихся петро-
графическими и геохимическими признаками «примитивных» магм
104


ТАБЛИЦА 3.17
НАИБОЛЕЕ РАСПРОСТРАНЕННЫЕ ПЕТРОГЕОХИМИЧЕСКИЕ ТИПЫ
ВУЛКАНИЧЕСКИХ ПОРОД ИЗВЕСТКОВО-ЩЕЛОЧНОЙ БОНИНИТОВОЙ
АССОЦИАЦИИ ИДЗУ-БОНИНСКОЙ (1) И МАРИАНСКОЙ (2) ДУГ, ЮНЫХ (3),
РАЗВИТЫХ (4) И ЗРЕЛЫХ (5) ОСТРОВНЫХ ДУГ, по [Гусев, Гущин, 19991.
Приведены цифры распространенности в % от общего числа анализов
для шести наиболее часто встречающихся типов
Тип
1
2
3
4
5
12
13.4
13
9.5
9.5
8.4
—
—
14
9.0
8.6
—
—
—
21
—
—
—
10.8
—
22
—
—
5.0
10.8
20.7
23
19.9
41.9
18.5
19.3
16.0
24
6.2
6.7
9.2
16.1
6.0
25
—
—
—
4.8
—
32
—
—
—
—
8.7
33
—
—
—
—
8.0
34
—
—
—
9.1
—
45
—
—
—
—
8.0
413
14.2
—
—
—
—
414
16.1
5.7
—
—
—
423
—
13.3
10.9
—
—
Сумма
74.9
85.7
65.4
70.9
67.4
Примечание. Индексы петрогеохимических типов: 12-14, 413, 414— низкока-
лиевые, 21-25, 423 — умереннокалиевые, 32-34 — высококалиевые, 45 — ультрака-
лиевые; 21 — низкокремнеземистые основные, 12, 22, 32 — умереннокремнеземистые
основные, 13, 23, 33, 413 — низкокремнеземистые средние (андезито-базальтовые), 14,
24, 34, 414— умереннокремнеземистые средние (андезитовые), 25, 45 —
низкокремнеземистые кислые (дацитовые); 413, 414, 423 — ультрамагнезиальные.
мантийного происхождения. В числе таких признаков — наличие вы-
сокомагнезиальных ликвидусных оливинов, высокие значения отно-
шений Mg/(Mg + Fe) в породах (больше 0.70) [Bloomer, Hawkins,
1987], высокие содержания никеля и хрома в наиболее магнезиальных
образцах бонинитов, близкие к уровням, принятым для расплавов,
равновесных с перидотитами [Sato, 1977]. Вместе с тем, высокие со-
держания кремнезема в породах и вулканических стеклах основной
массы не позволяют считать бониниты продуктами расплавов, равно-
весных с мантийными субстратами.
Сопоставление бонинитов Идзу-Бонинской дуги с бонинитами и
родственными породами других мест западной части Тихого океана
свидетельствует о существенных различиях. Недостаточно детальная
изученность этих проявлений пока не позволяет высказывать обосно-
ванные представления о региональной значимости. Они выражаются,
105


как было показано выше, в различной распространенности петрогео-
химических типов и групп (табл. 3.14-3.17), в различной деплетиро-
ванности бонинитов Идзу-Бонинской и Марианской дуг и отдельных
островов в их пределах по содержаниям и индикаторным отношениям
микроэлементов циркония, иттербия, тория, церия, самария и др.
[Murton et al., 1992]. Эти латеральные вариации интерпретируются как
следствие региональных различий петрогенезиса, обусловленных ми-
нералогией мантии, степенями частичного плавления, составом субду-
цируемых компонентов и природой досубдукционной литосферы
[Реагсе et al., 1992].
Пространственные вариации состава выражаются последователь-
ной сменой проявлений ультрамафитовой, бонинитовой, высокомагне-
зиальной андезито-базальтовой, умеренномагнезиальной андезито-ба-
зальтовой и базальт-риолитовой ассоциаций вкрест простиранию ост-
роводужной структуры в направлении от глубоководного желоба к зо-
не внутридугового рифта (рис. 3.2). Эта же последовательность отра-
жает вариацию кайнозойского магматизма Идзу-Бонинской и Мариан-
ской дуг во времени.
Формирование бонинитовых серий объясняется фракционировани-
ем примерно на 50% исходных магм при температурах 1 100-1 300° С
и давлениях менее 8 кбар. Кристаллические фазы в порядке отделения
от расплава: оливин, шпинель,- протоэнстатит и ортопироксен, клино-
пироксен, плагиоклаз и магнетит — в этом случае должны формиро-
вать плутонический комплекс, примерно равный по объему вулкани-
там бонинитовой серии [Bloomer, Hawkins, 1987].
По сравнению с базальтами срединно-океанических хребтов бони-
ниты, как и породы прочих островодужных ассоциаций, обогаще-
ны калием, рубидием, барием, стронцием и обеднены ниобием, тита-
ном, цирконием и гафнием. Изотопные составы стронция и свинца
свидетельствуют в пользу обогащения расплавов бонинитов радиоген-
ным компонентом по сравнению с типичными базальтами океаниче-
ских хребтов (N-типа), что интерпретируется как результат контами-
нации мантийного источника бонинитовых магм веществом из субду-
цируемой океанической плиты [Woodhead, 1989]. Изотопные анализы
воды в вулканических стеклах бонинитов позволяют отвергать пред-
ставления о вторичном постэруптивном, в частности, морском ее про-
исхождении. Основным источником этой воды послужила, по-
видимому, субдуцируемая океаническая литосфера [Bloomer, Hawkins,
1987].
Очень низкие концентрации титана, иттрия и тяжелых редкозе-
мельных элементов по сравнению с базальтами срединно-океаничес-
ких хребтов и с типичными островодужными породами свидетельст-
106


вуют о связях бонинитовых магм с деплетированными источниками.
Особенно сильное обеднение по уровням иттрия, титана и других пет-
рогенных элементов предполагается для источников низкокальциевых
бонинитов. По данным моделирования и экспериментов бонинитовые
магмы, вероятно, возникали при повторном плавлении над зоной суб-
дукции океанической литосферной мантии, которая была деплетиро-
вана в предшествующую фазу частичного плавления в срединном
океаническом хребте. Определения температур показывают, что суб-
дуцируемая литосфера и перекрывающий мантийный клин океаниче-
ской литосферы в эпоху формирования бонинитов были очень моло-
дыми, т. е. еще достаточно разогретыми. Такие условия возникли в эо-
цене в результате изменения относительных перемещений Тихоокеан-
ской и Филиппинской плит и превращения разделявшего их ранее
трансформного разлома в зону субдукции Тихоокеанской плиты под
Филиппинскую [Pearce et al., 1992].
По сравнению с титаном, иттрием и тяжелыми редкими землями
бониниты относительно обогащены крупноионными литофилами, лег-
кими лантаноидами, цирконием и гафнием, вероятно, вследствие прив-
носа «субдукционного компонента» в зоны генерации бонинитовых
магм [Bloomer, Hawkins, 1987]. Деплетированность высокозарядными
и редкоземельными элементами у бонинитов и бронзитовых андезитов
выражена резче, чем в андезит-дацит-риолитовой серии, относящейся
к бонинитовой ассоциации (табл. 3.8). Обогащение бонинитов цирко-
нием относительно самария и титана позволяет предполагать сущест-
венное участие в генезисе бонинитов реститовых амфиболов субдуци-
руемой океанической коры или надсубдукционного мантийного клина
[Murton et al., 1992].
Вторичные изменения, связанные с зеленосланцевым метаморфиз-
мом и гидротермальными воздействиями [Murton et al., 1992, с. 222],
по-видимому, являются причиной повышенных концентраций калия,
фосфора, иттрия, рубидия, легких лантаноидов (U-образная форма
графиков, как и в гарцбургитах). Появление европиевого минимума в
низкокальциевых бонинитах объясняется дифференциальной подвиж-
ностью двухвалентной и трехвалентной форм при вторичных измене-
ниях [Murton et al., 1992] и, в частности, при воздействии подкислен-
ных флюидов [Жариков, Горбачев, 1993].
Изучение изотопии стронция, неодима и свинца показало [Pearce et
al., 1992], что бониниты, бронзитовые андезиты, андезиты, дациты и
риолиты бонинитовой ассоциации на всех изотопных проекциях фор-
мируют компактные группировки: породы палеогеновой андезито-
базальтовой серии (толеитовые андезиты и дациты, по Дж. Пирсу и
др.) располагаются ближе всего к эталонным составам Тихоокеанской
107


мантии типа MORB, а бониниты и сопутствующие им породы при-
ближены к составам тихоокеанских вулканогенных осадков, за исклю-
чением наиболее молодых высококальциевых и умереннокальциевых
бонинитов, занимающих промежуточное положение.
Необычное сочетание ультрамафитового парагенезиса вкраплен-
ников и кислого дацитового, риодацитового и риолитового стекла в
бонинитах (табл. 3.11, 3.12) позволяет предполагать участие в образо-
вании бонинитов [Pearce et al., 1992] тоналитовых продуктов парци-
ального плавления субдуцируемой плиты. Изотопные данные под-
тверждают общие зависимости, определяемые всей совокупностью
минеральных и химических составов вулканитов юных островных дуг:
постепенное ослабление бонинитовых признаков во времени (от па-
леогенового к четвертичному) и в пространстве (от оси желобов к ты-
ловым внутридуговым рифтам).
ВЫВОДЫ
Ультрамафитовая и бонинитовая ассоциации образуют характер-
ные диагностические комплексы юных островных дуг, занимающие
вполне определенное положение в этих геодинамических обстановках.
Ультрамафиты располагаются в наиболее глубоководных частях на
островодужных склонах желобов. В направлении к фронту современ-
ного вулканизма они сменяются бонинитами, затем высокомагнези-
альными андезито-базальтами, близкими к ним по возрасту, а затем
более молодыми неоген-четвертичными вулканитами, в тылу которых
в зонах надсубдукционного спрединга образуются внутридуговые
рифты с бимодальным базальт-риолитовым магматизмом.
Геодинамическая природа ультрамафитов к настоящему времени
представляется наиболее сложной проблемой. Источником ее поверх-
ностных проявлений, сопоставляемых с нижними частями офиолито-
вых разрезов, могут быть перидотиты субдуцируемой литосферы (слэ-
ба) или нависающего над зоной субдукции мантийного клина. Особен-
но неясным остается происхождение островодужных лерцолитов, из-
вестных к настоящему времени в обстановках юных дуг лишь по ма-
териалам драгирования. Для части из них вполне вероятно предполо-
жение о первично-слэбовом (собственно океаническом) генезисе и ло-
кализации в аккреционных призмах, в других случаях несомненно
вторичное метасоматическое апогарцбургитовое формирование.
Вещественный состав гарцбургитов и дунитов, образующих ульт-
рамафитовые комплексы юных островных дуг, свидетельствует о весь-
ма высоких уровнях их деплетированности (обедненности минералами
и элементами базальтовой группы). Важным следствием этого процес-
108


са представляется формирование реститовых высокохромистых шпи-
нелей, вероятно, сопутствующее ранним стадиям образования про-
мышленных концентраций хромита.
Вторичные процессы преобразования ультрамафитов юных остров-
ных дуг протекали при активном воздействии на породы водных флюи-
дов. Их состав и температуры оправдывают предположения в пользу
глубинных (субдукционных) источников Н20. Процесс химического
воздействия глубинных, богатых водой расплавов на ультрамафиты счи-
тается главной причиной обогащенности последних легкими лантанои-
дами, рубидием, стронцием и цирконием. В целом серпентинизация
обогащает ультрамафиты элементами базальтовой группы (Ti, Al, Са,
Na, К, Р, Sr, Zr, Си, V) и обедняет ультрамафитовыми (Mg, Cr, Ni).
Не менее важны физические следствия процессов серпентиниза-
ции ультрамафитов. Они приводят к увеличению объема, потере проч-
ности и резкому снижению плотности как образующихся массивных
серпентинитов, так и в особенности гравитационно неустойчивых в
базальтовых толщах серпентинитовых илов. На островодужных скло-
нах желобов по этой причине образуются параллельные их осям це-
почки крупных высотой до 2 и диаметром до 50 км активных и потух-
ших серпентинитовых грязевых вулканов и диапиров, выносящих об-
ломки сильносерпентинизированных ультрамафитов и мафитов. Ре-
гиональная, локальная и текстурная морфология этих образований по-
зволяет понять многие особенности ситуации и деформированности
ультрамафитовых членов офиолитовых формаций.
Неясным остается роль и относительное положение ультрамафитов
кумулятивного (верлиты, вебстериты), габброидного и дайкового ком-
плексов, известных в современных юных островных дугах пока лишь
по разрозненным материалам драгирования.
По бонинитовой ассоциации в последнее десятилетие получен но-
вый материал, более чем вдвое увеличивший банки данных с деталь-
ной характеристикой геохимии пород и минералов современными ана-
литическими методами. Одновременно на столь же высоком уровне
охарактеризованы новыми анализами и ультрамафиты, находящиеся в
близких с бонинитами тектонических зонах юных островных дуг. Эти
данные, основанные преимущественно на материалах глубоководного
бурения и особенно ценные именно по этой причине, позволяют на со-
временном этапе проводить сопоставления относительной распро-
страненности и соотношений бонинитов с другими магматическими
комплексами.
Породы бонинитовой ассоциации при всех различиях их составов
обладают признаками, сближающими их с ультрамафитами. Это вы-
ражено в характерных часто бесплагиоклазовых парагенезисах мине-
109


ралов вкрапленников (оливин, ортопироксены, клиноэнстатиты, каль-
циевые клинопироксены), в высокой магнезиальности как самих по-
род, так и минералов, сопоставимой с минералами гарцбургитов и ду-
нитов, в высокой хромистости акцессорных шпинелей, в низких со-
держаниях титана, алюминия, натрия, иттрия, иттербия, в характерной
U-образной форме графиков РЗЭ, свойственной также островодужным
ультрамафитам и, наконец, в обогащенности бонинитов хромом, нике-
лем и кобальтом.
Для диагностики бонинитов важнейшим параметром наряду с Mg,
Si, Al, Сг и Ni является также титан. Бонинитовые серии в целом отли-
чаются практически постоянными, независимыми от кремнезема со-
держаниями на уровне 0.2-0.4 мае. % ТЮ2, отделяясь перерывом от
«нормальных» островодужных пород, приходящимся на интервал
0.4-0.5% ТЮ2. В него попадают лишь редкие породы как бонинитовой,
так и андезито-базальтовой ассоциаций. Такое же бимодальное распре-
деление содержаний характерно для Cr, Ni, Ва, Sr, Y и лантаноидов.
Резкие различия химического и минерального составов бонинитов и ан-
дезито-базальтовых островодужных ассоциаций служат главным осно-
ванием для выводов большинства авторов о происхождении соответст-
вующих магм из разных источников: ультрамафитового и слэбового для
бонинитов, слэбового — для андезито-базальтовой ассоциации.
Однако при всех несомненных и весьма резких различиях сущест-
вует ряд признаков принадлежности бонинитов именно к островодуж-
ным обстановкам магмогенерации. Такой вывод основывается прежде
всего на анализе распространенности петрогеохимических типов, вы-
деляемых здесь по уровням содержаний кремнезема (основные, сред-
ние и т. д.), калия (низко-, умеренно- и высококалиевые), магния (вы-
соко- и ультрамагнезиальные), суммарной щелочности и ее соотноше-
ний с кремнеземом и глиноземом (агпаитовые, щелочные и т. д.), соот-
ношениям железа и магния (толеитовые, известково-щелочные) и по
насыщенности пород глиноземом (миаскитовые, плюмазитовые, аг-
паитовые). Анализ распространенности выделенных таким образом
петрогеохимических типов показал, что в составе бонинитовой ассо-
циации, как и в андезито-базальтовой, преобладают породы среднего
состава, аналогичные по кремнезему андезито-базальтам и андезитам.
Бониниты, как показывают охарактеризованные в тексте разрезы
скважин глубоководного бурения, находятся в тесном парагенезисе с
«толеитовыми» андезито-базальтами и более кислыми породами, И те,
и другие подчиняются одинаковым вариациям химического и мине-
рального составов во времени и в пространстве. Признаки бонинитов
постепенно стираются к концу палеогенового времени. Это выражено
в появлении менее магнезиальных и более кальциевых бонинитов и
по


бронзитовых андезитов с сопутствующими изменениями микроэле-
ментного состава и в аналогичных вариациях в направлении от оси
желоба к фронту современного островодужного магматизма.
Бонинитовая ассоциация внутренне неоднородна: в ней четко обо-
соблены прежде всего ультрамагнезиальные и высокомагнезиальные
петрогеохимические типы, представленные низко- и умереннокалие-
выми, преимущественно известково-щелочными, реже толеитовыми, в
основном миаскитовыми разностями. Ультрамагнезиальные петрогео-
химические типы особенно близки к ультрамафитовым спектрам. Они
обогащены по сравнению с аналогичными по остальным параметрам
высокомагнезиальными типами наряду с магнием также хромом, ни-
келем и кобальтом и обеднены элементами базальтового профиля (Ti,
Al, Са, Sr, Hf, Nb, Та, Th, V, Y, Sm, Eu, Yb, Lu). Эти элементы имеют
первостепенное значение для диагностики бонинитов.
Легкие лантаноиды, фосфор, Rb, Ва, Sr и U в ряде петрогеохими-
ческих типов бонинитов обнаруживают признаки вторичного обога-
щения (U-образные выпуклые книзу графики крупноионных лито-
фильных и редкоземельных элементов). Неоднозначная картина харак-
теризует распределение меди, цинка и свинца в сравниваемых высоко-
и ультрамагнезиальных типах. Поведение этих элементов в значитель-
ной мере также обусловлено вторичными процессами, выразившими-
ся, в частности, в образовании сульфидов (пирита, в единичных случа-
ях халькопирита) и самородной меди.
Кислые породы бонинитовой ассоциации (дациты, риодациты и
риолиты) по сравнению с аналогичными петрогеохимическими типа-
ми вулканитов островных дуг заметно обогащены медью (52-114 г/т).
Медная специализация — хорошо выраженная особенность металло-
гении юных островных дуг. Кислые породы бонинитовых серий могут
служить источниками меди, переотлагаемой водными флюидами при
их взаимодействии с пластинами фундамента островных дуг, переме-
щенными в зоны мезотермального и контактового метаморфизма
вследствие тектонической эрозии.
Весьма характерны высокие содержания первичной (магматиче-
ской) Н20 в стеклах бонинитов. Ее состав и локализация во включени-
ях свежих минералов исключает возможность позднего захвата мор-
ской воды. Признаки постмагматического воздействия водных флюи-
дов на бониниты и сопутствующие им в разрезах вулканические и суб-
вулканические породы: хлоритизация, соссюритизация, цеолитизация
и др. В нижних частях разрезов отмечается перераспределение каль-
ция и натрия, связанное с альбитизацией.
Объяснения требуют многие особенности бонинитов. Их приуро-
ченность к ранним стадиям формирования островных дуг, вероятно,
ш


связана с преобразованием системы срединный океанический хребет -
трансформный разлом в зону поддвига одной плиты под другую. При
этом не успевшие остыть объемы взаимодействующих плит обеспечи-
вают сочетание высоких температур с обильным притоком водных
флюидов за счет дегидратации верхних водосодержащих частей и по-
следующее их частичное плавление [Pearce et al., 1992]. Характерно,
что в самых нижних частях пробуренного разреза бонинитового ком-
плекса Идзу-Бонинской дуги присутствуют дайки и силлы низко- и
умереннокалиевых дацитов и риодацитов, близких по возрасту к бони-
нитам, а по составу к кислым стеклам их основной массы.
Проявления пород риолитовой ассоциации в юных островных ду-
гах установлены вполне достоверно в четвертичных наземных вулка-
нических постройках, иногда сопровождаемых кальдерами, и в связи с
центрами подводных извержений, фиксируемых по появлению кислых
пемз на поверхности моря (Идзу-Бонинская дуга), а также непосредст-
венными наблюдениями и опробованием подводных обнажений с бор-
тов погружаемых аппаратов.
Одним из возможных источников сиалического магматизма в юных
дугах может быть материал нетектонических (эдафогенных) аккрецион-
ных призм, формируемых за счет сноса с соседних зрелых дуг типа
Японской или Зондской и транспортировки на десятки и сотни километ-
ров подводными контуритовыми течениями. Осадки сиалического со-
става, попадающие на дно глубоководных желобов, вовлекаются затем в
зоны магмогенерации. Возможно, именно с этим процессом связано об-
разование четвертичных кальдер и кремнекислых магм в северной части
Идзу-Бонинского желоба. Палеогеновые риолиты, риодациты и дациты
в Идзу-Бонинском желобе предшествуют образованию бонинитов или
синхронны с ними. Не исключено, что кислый магматизм, в частности,
умеренно- и высококалиевый, на ранних стадиях роста островных дуг
также питался сиалическим материалом аккреционных призм. В эпоху
формирования бонинитов Идзу-Бонинская дуга располагалась ближе к
Евразиатскиму континенту, ее современное внутриокеаническое поло-
жение в значительной мере обусловлено позднейшим тыловым раздви-
гом во впадинах Паресе-Вела, Сикоку и в рифте Сумису.
Разрезы бонинитовых комплексов и перекрывающих осадков с
частыми прослоями пеплового материала показывают, что генерация
бонинитовых магм прекратилась в ранненеогеновое время и в после-
дующем не повторялась. Одним из возможных объяснений может быть
остывание литосферы и постепенное исчезновение горячих ультрама-
фитовых источников, необходимых для генерации бонинитов.
В моделях образования бонинитов ультрамафитовая ассоциация
трактуется как рестит после 5-10%-ного плавления ультрамафитов,
112


деплетированных ранее (на 15 %) в процессе генерации базальтов сре-
динно-океанических хребтов. Субдукционный компонент, необходи-
мый, по данным моделирования, для образования бонинитов характе-
ризуется: 1) низкими содержаниями ниобия и тантала относительно
тория, рубидия и лантана; 2) повышенными содержаниями циркония и
гафния относительно самария, титана, иттрия и средних-тяжелых ред-
коземельных элементов; 3) обогащением легкими лантаноидами отно-
сительно Тихоокеанского мантийного компонента MORB (срединно-
океанических базальтов); 4) обогащением натрием и алюминием отно-
сительно примитивных базальтов Марианской дуги и среди нно-океа-
нических хребтов [Реагсе, 1992]. По совокупности этих и изотопных
характеристик он соответствует трондьемитовому расплаву — продук-
ту плавления плиты в амфиболитовой фации. Бониниты, таким обра-
зом, представляются гибридными породами — продуктами взаимодей-
ствия ультрамафитовых и трондьемитовых источников. Возможности
такого взаимодействия возникают лишь на определенной начальной
стадии формирования внутриокеанических дуг. В этом, вероятно, кро-
ются основные причины экзотичности бонинитовой ассоциации, опре-
деляющие индикаторные свойства времени и места ее формирования.
8 — Металлогения


Глава 4
ГЕОЛОГИЯ И ХРОМИТОНОСНОСТЬ
ПАЛЕОЗОЙСКИХ АЛЬПИНОТИПНЫХ ГИПЕРБАЗИТОВ
В ОСТРОВОДУЖНЫХ СООРУЖЕНИЯХ УРАЛА
Важным региональным фактором хромитоносности альпинотип-
ных гипербазитов является их тектоническое положение в структуре
складчатых областей. На Урале выделяются [Поиски, разведка..., 1987]
три главных типа гипербазитовых поясов: 1) максимальной хромито-
носности в зоне надвигания палеозойской островной дуги на восточ-
ный край Русской платформы; 2) умеренной хромитоносности вдоль
зоны сочленения палеозойской островной дуги с Восточно-Уральским
микроконтинентом; 3) минимальной хромитоносности в пределах
Восточно-Уральского микроконтинента (рис. 4.1).
Наиболее хромитоносные пояса (первый тип) располагаются в зо-
не, известной как Главный Уральский разлом или Главный надвиг
Урала. Массивы гипербазитов мощностью до 5-8 км и площадью до
первых тысяч квадратных километров образуют Главный гипербазито-
вый пояс протяженностью более 2 200 км. В зоне Главного Уральского
разлома отмечается коренная перестройка глубинного строения зем-
ной коры и структуры физических полей [Петрология и метамор-
физм..., 1977]. Кора континентального типа в перикратонной части
Русской платформы сменяется корой переходного типа в Тагило-Маг-
нитогорской мегазоне. В региональном поле силы тяжести граница двух
типов коры выражена высокоамплитудной и высокоградиентной сту-
пенью, соответствующей резкому подъему поверхности базальтового
слоя и увеличению его мощности в Тагило-Магнитогорской мегазоне.
Наиболее крупные массивы выходят на Полярном (Сыум-Кеу, Рай-
Из, Войкаро-Сыньинский) и Южном (Крака, Нурали, Халиловский,
Хабарнинский, Кемпирсайский) Урале. Гипербазитовые массивы По-
лярного Урала слагают основание крупных офиолитовых пластин, час-
тично надвинутых под крутым углом на край платформы. На Южном
Урале гипербазитовые массивы находятся среди крупных аллохтонов
океанических, островодужных комплексов и образований континен-
114


Рис. 4.1. Схема размещения
альпинотипных гипербазитов
Урала.
У — чехол Русской платформы,
2 — мезо-кайнозойский чехол За-
падно-Сибирской плиты, 3 — альпи-
нотипные гипербазиты и номера мас-
сивов, 4 — сутурные швы.
/ — перикратонная часть Русской
платформы, // — Тагильская и Маг-
нитогорская палеозойские островные
дуги, /// — Восточно-Уральский
протерозойский микроконтинент, пе-
рекрытый палеозойским альпино-
типным шарьяжем.
Гипербазитовые массивы: У —
Сыум-Кеу, 2 — Рай-Из, 3 — Войкаро-
Сыньинский, 4 — Хосаятские, 5—
Няйский, 6 — Салатимский, 7— Ус-
тейский, 8 — Кольский (Серовский),
9 — Восточно-Тагильский, 10 Алапа-
евский, УУ — Первомайский, 12 —
Режевской, 13 — Верх-Нейвинский,
14 — Гологорский, 15 — Баженов-
ский, 16 — Ключевской, 17 — Уфа-
лейский, 18— Муслюмовский, 19 —
Таловский, 20 — Нуралинский, 2У —
Травниковский, 22 — Казбаевский,
23— Миасский, 24 — Миндякский,
25 — Крака, 26 — Куликовский, 27 —
Присакмарские, 28 — Татищевский,
29 — Кацбахские, 30— Верблюжье-
горский, 31 — Наследиицкий, 32 —
Притобольские, 33 — Джетыгарин-
ский, 34 — Подольские, 35 — Шев-
ченковский, 36 — Халиловский, 37 —
Аккаргинский, 38 — Киембаевский,
39— Хабарнинский, 40 — Бурук-
тальский, 41 — Кемпирсайский.
115


тального склона, полого надвинутых на платформенные структуры. В
средней части Урала крупные гипербазитовые массивы отсутствуют.
Главный надвиг Урала здесь осложнен сбросами, вдоль которых про-
слеживаются интенсивно тектонизированные протяженные лентовид-
ные тела гипербазитов (Салатимский пояс).
В крупных гипербазитовых массивах Полярного и Южного Урала
вскрывается наиболее полный разрез мантийных ультрабазитов, кото-
рые несут крупные хромитовые тела. Степень коровых деформаций и
метаморфизма этих массивов изменяется в широких пределах, от низ-
кой в южноуральских до высокой — в полярноуральских массивах. В
последнем случае это привело к появлению локальных зон дезинте-
грации рудных тел и снижению качества руд. Интенсивно тектонизи-
рованные гипербазитовые тела средней части Главного гипербазитово-
го пояса характеризуются очень низкой хромитоносностью.
Второй тип гипербазитовых поясов на Урале проявлен вдоль зоны
сочленения Тагильской и Магнитогорской островных дуг с Восточно-
Уральским микроконтинентом. Наиболее отчетливо выражена север-
ная часть гипербазитового пояса на границе Тагильской островной ду-
ги с Салдинским блоком Восточно-Уральского микроконтинента (Ус-
тейский, Кольский, Восточно-Тагильский, Верх-Нейвинский, Гологор-
ский массивы). Хромитоносность северной части пояса по известным
хромитопроявлениям невысокая. Плохообнаженные и слабоизученные
крупные массивы северной части пояса могут оказаться достаточно
высокохромитоносными. В зоне сочленения Магнитогорской остров-
ной дуги с Восточно-Уральским микроконтинентом альпинотипные
гипербазиты интенсивно тектонизированы, целиком серпентинизиро-
ваны и образуют выжатые вдоль тектонических разрывов лентовидные
тела с низкой хромитоносностью.
Третий тип гипербазитовых поясов развит в пределах Восточно-
Уральского микроконтинента, перекрытого сложнопостроенным че-
шуйчато-блоковым альпинотипным шарьяжем палеозойских океани-
ческих и островодужных комплексов. Строение шарьяжа осложнено
позднепалеозойской складчатостью и гранитным магматизмом. Гипер-
базитовые тела, количество которых очень велико и точно не установ-
лено, имеют сложное распространение и условно объединяются в ряд
поясов. В преобладающем большинстве ультрабазиты интенсивно тек-
тонизированы, меланжированы, смяты в складки и метаморфизованы.
Размеры гипербазитовых тел варьируют от первых метров до 50-70 км
по простиранию. Крупные массивы, такие как Алапаевский, Перво-
майский, Останинский, Ключевской и некоторые другие, сохраняют
внутреннюю мантийную структуру и связь с другими частями офиоли-
товых серий. Некоторые из таких массивов (Алапаевский, Ключев-
116


ской) имеют достаточно высокую хромитоносность. Интенсивно тек-
тонизированные и метаморфизованные массивы, так же как и в Глав-
ном гипербазитовом поясе Урала, характеризуются низкой хромисто-
стью и пониженным качеством руд. Следует отметить, что и среди ин-
тенсивно тектонизированных встречаются массивы (Аккаргинский,
Верблюжьегорский), в которых сохраняется повышенная хромитонос-
ность.
В качестве важнейших факторов, контролирующих распределение
гипербазитовых массивов и их оруденение и объединенных в корово-
структурный критерий, выделяются такие элементы глубинного строе-
ния земной коры, как тип и подтип коры, глубинные швы, разделяю-
щие области с разным типом коры и мегазоны с разным подтипом ко-
ры, широтные разломы, структуры «базальтового» слоя и меланокра-
тового фундамента, структуры купольно-кольцевого типа [Берлянд,
Луцкина, 1985; Луцкина, 1986]. Анализ этих факторов указал на про-
блематичность их непосредственного использования для целей регио-
нального прогнозирования хромитоносности. Названные элементы
глубинного строения коры могут служить лишь в качестве обоснова-
ния выделения охарактеризованных выше региональных факторов
хромитоносности (тип складчатой области, тектоническое положение
офиолитовых и гипербазитовых поясов).
В качестве одного из региональных факторов хромитоносности
может выступать размер ультрабазитовых массивов. Анализ гиперба-
зитовых поясов Урала показал, что крупные массивы ультрабазитов,
как правило, более хромитоносны. Особенно важна увеличенная мощ-
ность (более 2-3 км) гипербазитовых массивов, благодаря которой в их
разрезе могут быть вскрыты разные ультрабазитовые комплексы, в том
числе обогащенные дунитами хромитоносные ассоциации. Напротив,
протяженные, малой мощности лентовидные тела, трассирующие зоны
тектонических разрывов, сложены обычно довольно однородными
гарцбургитами и характеризуются низкой хромитоносностью. Данный
фактор позволяет оценивать перспективы на хромиты отдельных час-
тей гипербазитовых поясов.
Для крупномасштабного прогнозирования хромитового орудене-
ния важное значение приобретают состав и внутреннее строение ги-
пербазитовых массивов, запечатлевших в себе черты формирования в
океанической мантии.
КЛАССИФИКАЦИЯ АЛЬПИНОТИПНЫХ ГИПЕРБАЗИТОВ
Термин «альпинотипные гипербазиты» ввел в 1960 г. Т. Р. Тейер.
Ден Текс в 1969 г. разделил перидотиты на две группы: неорогенные,
117


или стратиформные и орогенные, или «альпинотипные». Среди «аль-
пинотипных» перидотитов он выделил офиолитовые или собственно
«альпинотипные» и орогенные перидотиты «корневой зоны». Еще
раньше — в 1905 г. Г. Штейнманом альпинотипные гипербазиты рас-
сматривались в качестве одного из членов разрезов офиолитовой ассо-
циации.
Интенсивное изучение дна океанов и детальные исследования
ультрабазитов складчатых областей позволили выделить в разрезах
офиолитовой ассоциации два типа альпинотипных гипербазитовых
массивов: лерцолитовый и гарцбургитовый [Савельева, 1987; Bouier,
Nicolas, 1985]. В лерцолитовых массивах слабоистощенные литофиль-
ными компонентами мантийные гипербазиты ассоциируют с мало-
мощными и просто построенными габбровыми сериями, а в гарцбур-
гитовом типе интенсивно деплетированные ультраосновные породы
перекрываются мощными сложнопостроенными многофазными ком-
плексами габброидов, развитой дайковой серией и толеитовыми лава-
ми, нередко надстроенными серией бонинитовых лав.
На Урале альпинотипные гипербазиты выделялись под разными
названиями: габбро-перидотитовая, перидотитовая, дунит-перидотито-
вая, гипербазитовая, дунит-гарцбургитовая формация. Наибольшее
распространение получил последний термин. Внутреннее строение и
состав альпинотипных гипербазитов детально изучались в связи с их
хромитоносностью. В настоящее время не существует единой при-
знанной модели строения гипербазитов. В зависимости от классифи-
кационных критериев и точки зрения на формирование альпинотип-
ных ультрабазитов (магматическая, метасоматическая, реститогенная),
в строении гипербазитов разными авторами выделялись трудносопос-
тавимые между собой группы, комплексы, субформации, формации
[Булыкин, Андреев, 1990; Луцкина, 1983; Малахов, 1983; Павлов, Гри-
горьева-Чупрынина, 1973; Павлов, Григорьева, 1974; Савельева, Са-
вельев, 1991; Соколов, 1948].
По результатам собственных исследований и с привлечением мате-
риалов других авторов [Макеев и др., 1983; Строение, эволюция...,
1990] на Урале выделены четыре типа ультрабазитов: лерцолитовый,
гарцбургитовый, дунит-гарцбургитовый и верлит-дунитовый. Грани-
чащие между собой типы связаны постепенными переходами. Это
объясняется спецификой мантийных процессов — формированием ги-
пербазитов в результате поэтапного истощения первичного мантийно-
го субстрата (пиролита) в субсолидусных условиях высоких темпера-
тур и давлений.
В конкретных массивах Урала выделенные типы гипербазитов раз-
виты неравномерно. В лерцолитовых массивах основной объем зани-
118


мает лерцолитовый, меньше развит дунит-гарцбургитовый и предпо-
ложительно — верлит-дунитовый типы. Гарцбургитовый не характе-
рен (табл. 4.1). В гарцбургитовых массивах преимущественное рас-
пространение имеют гарцбургитовый и дунит-гарцбургитовый типы
ультрабазитов. Полно представлены гипербазиты верлит-дунитового
типа, а лерцолиты сохраняются в виде локальных реликтовых участков
(табл. 4.2).
ЛЕРЦОЛИТОВЫЙ тип
Лерцолитовый тип ультрабазитовой ассоциации является наиболее
ранним в гипербазитовых массивах лерцолитового типа: Крака, Нура-
ли, Миндяк и другие на Южном Урале [Денисова, 1990; Савельева,
1987]. Этот тип представлен серией переслаивающихся в равном коли-
чественном соотношении пород: шпинелевых лерцолитов, гарцбурги-
тов и их плагиоклазсодержащих разностей. Мощность серии достигает
6 км.
На положение серии лерцолитового типа в разрезах лерцолитовых
массивов Урала существуют две противоположные точки зрения:
1) лерцолиты занимают верхнее положение, сменяясь книзу последо-
вательно гарцбургитами и дунитами [Рудник, 1965; Соколов, 1948];
2) лерцолитовая серия слагает, за исключением случаев перевернутого
залегания, внутренние части массивов, сменяясь к периферии сериями
внешней оболочки — гарцбургитовой, дунитовой и полосчатой дунит-
верлит-клинопироксенитовой [Савельева, 1987].
Внутреннее строение лерцолитовых массивов определяется де-
формационными структурами, в истории формирования которых вы-
делены два этапа [Денисова, 1990]. С первым связано формирование
четких полосчатых текстур и уплощенности в условиях преимущест-
венного плоскостного течения мантийного материала. Во вторую фазу
первого этапа возникли мелкие изоклинальные складки с осевыми по-
верхностями, параллельными минеральной уплощенности. Второй
этап деформаций проявился в смятии полосчатости и уплощенности в
крупные складки конического и цилиндрического типов. Важным син-
хронным элементом складчатости является линейность, субпараллель-
ная шарнирам цилиндрических складок и сходящаяся к вершинам ко-
нусов. По отношению к первому этапу деформации второго этапа со-
провождались резким изменением поля напряжений как по ориенти-
ровке осей, так и по характеру. Второй этап деформаций связан с фор-
мированием более поздней серии дунит-гарцбуритового типа.
В лерцолитовых массивах помимо лерцолитов достаточно широко
распространены гарцбургиты. Разделяющая их граница проводится по
119


ТАБЛИЦА 4.1
УЛЬТРАБАЗИТЫ ЛЕРЦОЛИТОВОГО ТИПА ОФИОЛИТОВ
Характеристика
Структурно-вещественный комплекс
лерцолитовый
дунит-гарцбургитовый
Породы
Лерцолиты, гарцбургиты не-
истощенные
Гарцбургиты истощенные,
дуниты, клинопироксениты,
вебстериты, габбро, хромиты
Элементы деформаций
Ранняя фаза: полосчатость,
минеральная уплощенность
Поздняя фаза: мелкие изо-
клинальные складки
Полосчатость, минеральная
уплощенность, линейность,
крупные складки, зоны ско-
лово-пластичных деформа-
ций
Геодинамическая об-
становка
СОХ
(окраинные задуговые моря)
с малой скоростью спрединга
Островные дуги
(над зоной субдукции)
Тип хромитового ору-
денения
Высокохромистый
Массивы
Крака, Нурали, Миндяк
ТАБЛИЦА 4.2
СРЕДНИЙ ХИМИЧЕСКИЙ СОСТАВ УЛЬТРАБАЗИТОВ
ЛЕРЦОЛИТОВОГО ТИПА ОФИОЛИТОВ
(МАССИВЫ КРАКА И НУРАЛИ),
по Г. Н. Савельевой (1987) и И. С. Чащухину
1(20)
2(14)
3(6)
4(3)
5(5)
6(6)
Si02
44.98
45.22
44.40
45.35
44.01
40.33
ТЮ2
0.07
0.09
0.04
0.04
0.02
0.03
А12Оз
2.03
2.85
1.28
1.73
0.45
0.33
Сг2Оз
0.36
0.34
0.29
0.40
0.45
0.51
Fe203
3.46
2.81
4.29
3.07
4.40
5.09
FeO
5.02
5.70
4.35
5.01
4.05
3.62
MnO
0.12
0.13
0.12
0.12
0.12
0.12
NiO
0.28
0.26
0.31
0.27
0.31
0.32
MgO
41.77
40.26
43.98
43.06
45.84
49.14
CaO
1.91
2.34
0.94
0.95
0.35
0.51
Сумма
100.00
100.00
100.00
100.00
100.00
100.00
Пи
34.4
39.0
27.3
34.0
23.0
3.5
Кпи
7.5
9.2
3.7
3.7
1.4
2.0
f
9.9
10.3
9.5
9.2
8.9
8.6
Примечание. 1-4— лерцолитовый тип: / — лерцолиты, 2— плагиоклазовые
лерцолиты, 3 — гарцбургиты неистощенные, 4 — гарцбургиты плагиоклазовые; 5-6 —
дунит-гарцбургитовый тип: 5 — гарцбургиты истощенные, 6 — дуниты. Цифры в скоб-
ках — величина выборки.
120


5 %-ному содержанию нормативного клинопироксена [Классификация
и номенклатура..., 1982]. Характерной особенностью ультрабазитов
лерцолитового типа является присутствие значительных объемов пла-
гиоклазовых лерцолитов и гарцбургитов. Их образование связывается
с фазовым переходом шпинелевых лерцолитов в ходе декомпрессии в
условиях изохимизма. Кроме того, появление в лерцолитах на границе
с дунит-гарцбургитовой ассоциацией шлиров плагиоклазсодержащих
лерцолитов, окруженных каймой гарцбургитов или дунитов, объясня-
ется локальным плавлением шпинелевых лерцолитов [Савельева,
1987]. Плагиоклазовые разности ультрабазитов предпочтительнее об-
разуются по лерцолитам, меньше по гарцбургитам.
Ультрабазиты лерцолитового типа отличают высокое содержание
пироксенов, обогащенность глиноземом и окисью кальция (табл. 4.3);
близкое к хондритовым отношение А12Оз/СаО, равное 1.1-1.7 [Щерба-
ков, 1990]; высокие содержания глинозема и окиси хрома в ортопирок-
сене (3.1-5.3 % А1203 и 0.4-0.9 % Сг203) и клинопироксене (3.2-6.5 %
А1203 и 0.5-1.3 % Сг2Оз), повышенные содержания натрия в клинопи-
роксене (до 0.77%). Хромистость акцессорных хромшпинелидов не-
высокая и изменяется в широких пределах — от 0.16 в слабо-
истощенных лерцолитах до 0.5 в плагиоклазовых лерцолитах [Савель-
ева, 1987]. По насыщенности пироксенами, обогащенности литофиль-
ными компонентами гарцбургиты относятся к неистощенной разно-
видности в рамках гтетротипа.
ГАРЦБУРГИТОВЫЙ ТИП
Наиболее детально состав и строение ультрабазитовой ассоциации
гарцбургитового типа изучен в крупных гарцбургитовых массивах
Главного гипербазитового пояса Урала — Рай-Из, Войкаро-Сынь-
инский, Кемпирсайский [Павлов и др., 1968; Савельева, 1987; Строе-
ние, эволюция..., 1990]. Ультрабазиты гарцбургитового типа слагают
две разновременные ассоциации пород. Ранняя представлена не исто-
щенной литофильными компонентами разновидностью гарцбургитов с
20-35 % пироксена, среди которых в виде локальных реликтовых уча-
стков сохранились в разной степени истощенные лерцолиты; поздняя
развивалась по неистощенным гарцбургитам и представлена дунита-
ми, клинопироксенитами, вебстеритами и глиноземистыми хромита-
ми. Формирование этих ассоциаций протекало в два этапа с различ-
ным характером деформаций и вещественного преобразования ультра-
базитов.
С первым этапом связано формирование в процессе деплетирова-
ния мантийных лерцолитов, неистощенных гарцбургитов с характер-
121


122


ной грубой полосчатостью (рис. 4.2). Деформации первого этапа ха-
рактеризовались послойно-сдвиговым течением вещества и сопровож-
дались метаморфической дифференциацией гипербазитов и локаль-
ным выплавлением базальтового расплава [Щербаков, 1990]. Завер-
шился ранний этап смятием гарцбургитов в мелкие изоклинальные
складки с осевыми поверхностями, ориентированными параллельно
полосчатости. Деформации первых этапов формирования ультрабази-
тов лерцолитового и гарцбургитового типов обнаруживают значитель-
ное сходство между собой [Денисова, 1990; Щербаков, 1990].
Второй этап выразился в смятии полосчатых гарцбургитов в круп-
ные складки. От деформаций второго этапа в ультрабазитах лерцоли-
тового типа складчатость в гарцбургитовом типе отличает отсутствие
ясно выраженной линейности. Приосевые части и флексурные ослож-
нения крупных складчатых структур характеризовались образованием
зон сколовых напряжений с высокими дифференциальными скоростя-
ми движений [Савельева, 1987]. По этим зонам в процессе метамор-
фической дифференциации и частично локального плавления по неис-
тощенным гарцбургитам сформировалась комплементарная серия по-
род-дифференциатов: дунитов - пироксенитов - хромитов. Дуниты в
качестве рестита сохранились в зонах пластично-сколовых деформа-
ций. Подвижные габброидные компоненты перемещались по прони-
цаемым зонам и локализовались в виде жил пироксенитов вдоль ско-
ловых зон. Таким образом, тела дунитов и пироксенитов среди гарц-
бургитов зафиксировали геометрию, ориентировку и участки концен-
трации палеозой пластично-сколовых деформаций. Породы поздней
ассоциации и зоны пластично-сколовых деформаций проявились ло-
кально, на значительных площадях сохранились гарцбургиты без тел
дунитов и пироксенитов.
Выделяются два типа проявления пластично-сколовых деформа-
ций: 1) центральный и 2) линейно-плоскостной. В первом типе в уча-
стках максимальной концентрации сколовых деформаций, приурочен-
ных к ядерным частям складчатых структур, образовались дунитовые
тела штокообразной и неправильной линзовидной формы размером от
десятков метров до 1-3 км. Дунитовые тела обычно окружены шток-
верком жил дунитов, пироксенитов, хромитов (рис. 4.3, 4.4). Жилы ду-
нитов и пироксенитов, окружающие крупные дунитовые тела, образу-
ют ортогональную сеть, закономерно расположенную по отношению к
осевым плоскостям и шарнирам крупных складчатых структур в гарц-
бургитах [Щербаков, 1990].
Размеры жильного штокверка изменяются от десятков метров до
первых километров. В его строении намечается грубовыраженная зо-
нальность. К крупным и средним дунитовым телам примыкает зона
123


I
fill
Ы Щ л о
iltfSi
. On
5
' Й 1 coo
S i
5 I
неистощенных гарцбургитов с густой сетью
сложных по морфологии жил дунитов мощ-
ностью от 30-40 см до 1-3 м. Сложные жилы
образуются в результате разрастания и слия-
ния пересекающихся линейных жил дунитов.
В центральных частях сложных жил сохра-
няются ксенолитоподобные участки гарцбур-
гитов, в разной степени истощенные. На от-
дельных участках дуниты содержат шлиро-
вые выделения струйчато-вкрапленных хро-
митов (рис. 4.4). Размер хромитовых шлиров
увеличивается от мелких жил дунитов к бо-
лее крупным. Насыщенность гарцбургитов
дунитовыми жилами имеет сложный харак-
тер, хотя в целом отмечается статистическое
уменьшение количества жил в стороны от
штокообразных дунитовых тел. В пределах
штокверка сложных жил дунитов выделяются
участки, зоны с содержанием сложных дуни-
товых жил до 10 % и более.
Зона гарцбургитов со сложными жилами
постепенно сменяется зоной гарцбургитов с
сетью пересекающихся линейных жил дуни-
тов (рис. 4.5). Мощность линейных жил не-
большая — от первых до 20-30 см. Пересе-
кающиеся жилы не несут следов разновозра-
стное™. Объем линейных жил дунитов не
превышает 5-10%. К периферии зонального
разреза зона с линейными жилами плавно пе-
реходит в зону неистощенных гарцбургитов
без дунитовых жил или с единичными ли-
нейными жилами дунитов. Пироксенитовые
жилы залегают как в пределах жильного
штокверка, так и глубоко в зоне неистощен-
ных гарцбургитов. Зональность вокруг круп-
ных дунитовых тел нарушается появлением
локальных очагов складчатых деформаций с
мелкими и средними дунитовыми телами в
центре.
Во втором типе проявления пластично-
сколовых деформаций крупные и средние ду-
нитовые тела не окружены жильным шток-
125


126


Рис. 4.4. Полосчатость гарц-
бургитов. Гарцбургитовый тип.
Войкаро-Сыньинский массив.
Рисунок по фото (по [Волченко,
1986].
Рис. 4.5. Линейные жилы ду-
нитов (светлое) в гарцбургитах.
Гарцбургитовый тип. Массив Рай-
Из. Рисунок по фото.
верком. В таких случаях крупные дунитовые тела сопровождаются
апофизами, переходящими в цепочку вытянутых линзовидных тел ду-
нитов, трассирующих линейные палеозоны пластично-сколовых де-
формаций и повышенной проницаемости. Совместно с дунитовыми
телами в линейных проницаемых зонах встречаются тела хромитов и
жилы пироксенитов. К этим зонам пространственно могут быть при-
урочены секущие тела габбро, появление которых обязано формирова-
нию более поздних гипербазитов дунит-гарцбургитового типа. Палео-
зоны могут соединять удаленные друг от друга крупные дунитовые те-
ла или глубоко врезаться в поле неистощенных гарцбургитов. Зоны
пластично-сколовых деформаций, отходящих от крупных дунитовых
тел, протягиваются до 5-7 км и имеют ширину до первых сот метров.
Важнейшей особенностью образования поздней ассоциации явля-
ется то, что процессы формирования крупных дунитовых тел и жиль-
ного комплекса локализованы вдоль зон сколовых деформаций и не
привели к дальнейшему видимому истощению гарцбургитов за их
пределами. Контакты неистощенных гарцбургитов со штокообразными
и жильными телами дунитов и пироксенитов преимущественно рез-
127


кие, без видимого изменения состава и структуры гарцбургитов на
контакте. И только в тех случаях, когда гарцбургиты сохраняются сре-
ди дунитов в виде мелких ксенолитоподобных участков, они раство-
ряются и постепенно переходят во вмещающие дуниты. Реликтовые
участки в разной степени истощенных лерцолитов среди гарцбургитов
обычно сохраняются за пределами жильного штокверка дунитов и зон
развития дунитовых тел.
Со вторым этапом формирования ультрабазитов гарцбургитового
типа связано образование глиноземистого типа хромитового орудене-
ния.
Гарцбургиты гарцбургитового типа характеризуют повышенные
содержания пироксенов, глинозема и окиси кальция (табл. 4.4), что по-
зволяет относить их к неистощенной разности (в рамках гарцбургитов
как петротипа). Они содержат достаточно высокие количества глино-
зема и окиси хрома в энстатите (2.5-4.0 мае. % А12Оз и 0.4-0.8 %
Сг2Оз) и диопсиде (2.0-4.5 % АЬОз и 0.5-0.9 % Сг2Оз), имеют низкую
хромистость хромшпинелида (0.30-0.55). Неистощенные гарцбургиты
Кемпирсайского массива в пределах Тагашасайского поднятия харак-
теризуют отношение А12Оз:СаО (0.5-1.2; в среднем 0.8-0.9) ниже
хондритовых [Штейнберг и др., 1990].
Унаследованность породами второго этапа особенностей состава
(низкая хромистость хромшпинелида) неистощенных гарцбургитов,
отсутствие существенных изменений структурно-текстурных особен-
ностей и состава гарцбургитов в процессе складчатых деформаций
второго этапа позволяют рассматривать двухэтапное формирования
ультрабазитов гарцбургитового типа как единый процесс эволюции
вещества верхней мантии.
ДУНИТ-ГАРЦБУРГИТОВЫЙ ТИП
Ультрабазиты дунит-гарцбургитового типа проявлены в офиолито-
вых массивах лерцолитового и гарцбургитового типов. Дунит-гарцбур-
гитовый тип гипербазитовой ассоциации лерцолитового типа развит в
массивах Крака и Нурали на Южном Урале [Денисова, 1990; Савелье-
ва, 1987; Соколов, 1948]. В гарцбургитовых массивах данная ассоциа-
ция распространена широко и детально изучалась на крупнейших мас-
сивах Главного перидотитового пояса Урала — Рай-Из, Войкаро-
Сыньинский, Кемпирсайский [Павлов и др., 1968; Петрология и мета-
морфизм..., 1977; Савельева, 1987; Строение, эволюция,.., 1990].
В составе ультрабазитов дунит-гарцбургитового типа выделены
две разновременные породные ассоциации. Ранняя сложена истощен-
ными гарцбургитами с 15-25% пироксенов, поздняя — возникла по
128


9 — Металлогения
129


гарцбургитам ранней и объединяет сильно истощенные гарцбургиты с
10-20% пироксенов, дуниты с высокохромистым хромшпинелидом,
клинопироксениты, габбро, высокохромистые хромиты. В формирова-
нии пород дунит-гарцбургитового типа, подобно гарцбургитовому, вы-
деляются два этапа. Первый отвечает рестированию гипербазитов лер-
цолитового и гарцбургитового состава и образованию истощенных
гарцбургитов с развитой полосчатостью и минеральной уплощенно-
стью. Второй этап характеризуется смятием гипербазитов в крупные
складки, появлением связанных со складчатостью многочисленных
зон сколово-пластичных деформаций, по которым произошло после-
дующее истощение гарцбургитов и образование пород поздней ассо-
циации. Важным структурным элементом этапа складчатости, отсутст-
вующим в гарцбургитовом типе ультрабазитов, является линейность,
которая фиксирует интенсивное течение вещества.
Породы поздней ультрабазитовой ассоциации дунит-гарцбургито-
вого типа, в отличие от ассоциации гарцбургитового типа, представле-
ны очень широко. В основном это дуниты, которые в переменном ко-
личестве встречаются по всей площади развития пород дунит-гарцбур-
гитового типа. Пироксениты и габбро концентрируются по периферии
или в примыкающих частях ассоциаций лерцолитового и гарцбургито-
вого типов. На площадях интенсивного развития дунитов пироксениты
и габбро практически отсутствуют. Морфология дунитовых тел, их
развитие в пространстве значительно сложнее, чем в составе ассоциа-
ции гарцбургитового типа. В участках значительного развития дунитов
по гарцбургитам процессы деплетирования охватили не только зоны
сколовых деформаций, но в не меньшей степени и гарцбургиты за их
пределами. Этот факт, а также шлировая, шлирово-полосчатая форма
дунитовых выделений и постепенные переходы между дунитами и
гарцбургитами указывают на более высокотемпературный характер
проявления сколовых деформаций на позднем этапе формирования ас-
социации дунит-гарцбургитового типа в отличие от позднего этапа
развития ассоциации гарцбургитового типа.
Размеры крупных складок, относимых к цилиндрическому и кони-
ческому типам, варьируют от нескольких километров до первых десят-
ков километров. В лерцолитовых массивах обнаруживается полное со-
гласие структур лерцолитовой и дунит-гарцбургитовой серий в облас-
ти границы между ними [Савельева, 1987], из чего можно предполо-
жить, что смятие лерцолитов в крупные складки обязано формирова-
нию дунит-гарцбургитового комплекса. Для гарцбургитового типа
офиолитового разреза, на примере массива Рай-Из, показано несогла-
сие структурных планов в породах гарцбургитового и дунит-гарцбур-
гитового типов (рис. 4.6).
130


Рис. 4.6. Схематическая геологическая карта массива Рай-Из.
У — палеозойские комплексы рифтовой стадии, шельфа и континентального скло-
на; 2 — докембрийские образования; 3 — уралитовые апогаббровые бластомилониты;
4 — роговообманковые и кварцево-роговообманковые апогаббровые амфиболиты; 5 —
клинопироксениты, верлиты и дуниты полосчатого комплекса; б, 7 — гарцбургитовый
тип: 6 — неистощенные гарцбургиты с реликтами лерцолитов, 7 — неистощенные
гарцбургиты с линейными жилами дунитов в количестве до 5-10%; #, 9 — дунит-
гарцбургитовый тип: 8 — истощенные гарцбургиты со шлирово-полосчатыми выделе-
ниями дунитов: до 10 % (а), свыше 10 % (б), 9 — дуниты; 10 — зоны меланжа; 11 —
геологические границы (а), границы ультраосновных пород и их парагенераций (б);
12 — тектонические разрывы; 13 — надвиги; 14 — слоистость; 75 — полосчатость и
минеральная уплощенность; 16 — полосчатое чередование гарцбургитов и дунитов;
17— хромитопроявления: а — месторождения (У — Центральное, 2 — Западное); б —
рудопроявления; в — пункты минерализации.
Зоны пластично-сколовых деформаций, зафиксированные в виде
штампа телами дунитов, по положению относительно элементов круп-
ных складок, морфологии и интенсивности проявления, можно с гру-
бой приближенностью разделить на два типа: 1) центральный и 2) ли-
нейно-плоскостной. Первый тип проявлен в ядерных частях крупных
131


складчатых структур. На месте наиболее интенсивного проявления
пластично-сколовых деформаций и деплетирования гарцбургитов
сформировались штокообразные дунитовые тела размером до 3-4 км,
окруженные сложнопостроенным комплексом гарцбургитов со шлиро-
выми и шлирово-полосчатыми выделениями дунитов. В крупных ду-
нитовых телах сохраняются в разной степени растворенные мелкие
реликтовые участки гарцбургитов с полосчатостью и минеральной уп-
лощенностью, что подтверждает образование дунитов по гарцбургито-
вому субстрату. В стороне от крупных дунитовых тел среди гарцбурги-
тов со шлирово-полосчатыми выделениями дунитов встречаются тела
дунитов меньшего размера: от десятков до сотен метров.
В ядерных частях складок преобладает неправильная форма дуни-
товых шлиров, секущее их положение к полосчатости гарцбургитов.
Размеры шлиров изменяются от нескольких сантиметров до десятков
метров. Переходы от дунитов к гарцбургитам постепенные и выража-
ются в плавном уменьшении количества пироксенов в сторону дунита
(рис. 4.7). Количество шлировых, шлирово-полосчатых выделений ду-
нитов в гарцбургитах весьма изменчиво и статистически уменьшается
в сторону от крупных дунитовых тел от 30-50 % и более до первых
процентов на удалении.
[ZZH 1ЖШ2
Рис. 4.7. Характер границ шлиров дунитов (/) с гарцбургитами (2).
Дунит-гарцбургитовый тип. Массив Рай-Из. Рисунок по фото.
132


Второй тип пластично-сколовых деформаций проявлен в крыльях
крупных складчатых структур и в вытянутых линейных зонах, отхо-
дящих от крупных дунитовых тел. Для этого типа характерны полосо-
видная, вытянутая линзовидная форма дунитовых выделений в гарц-
бургитах. Полосы дунитов обычно ориентированы вдоль структурных
элементов гарцбургитов. По падению полосы дунитов согласны с по-
лосчатостью гарцбургитов или секут ее под острым углом. Мощность
линзовидных и полосовидных выделений дунитов варьирует от санти-
метров до нескольких метров, протяженность достигает десятков и со-
тен метров. Полосы гарцбургитов между выделениями дунитов пре-
вышают по мощности тела дунитов в несколько раз. Чередование ду-
нитов и гарцбургитов создает грубополосчатое, шлирово-полосчатое
строение. Переходы между полосами дунитов и гарцбургитов более
резкие, чем у шлировых выделений дунитов, тем не менее являются
постепенными. Количество дунитовых выделений в гарцбургитах
весьма изменчиво и варьирует от 5-10 до 30% и более. В зонах, обо-
гащенных шлирово-полосчатыми выделениями дунитов, встречаются
более крупные тела дунитов мощностью десятки-первые сотни метров
и протяженностью до первых километров.
Картирование по количеству дунитовых шлирово-полосчатых вы-
делений в гарцбургитах [Перевозчиков, 1982, 1986] позволяет выявить
особенности внутреннего строения ультрабазитовой ассоциации
дунит-гарцбургитового типа. Максимальные концентрации дунитовых
шлирово-полосчатых обособлений и мелких тел дунитов приурочены
к линейно-вытянутым зонам и к обрамлению крупных и средних
дунитовых тел. В удалении от последних количество дунитовой со-
ставляющей снижается от 30-50% и более до первых процентов на
периферии, что подчеркивает скрытую зональность в строении ареа-
лов развития дунит-гарцбургитовой ассоциации. Насыщенные дуни-
тами участки фиксируют палеозоны интенсивных сколово-пластичных
деформаций. Наиболее протяженные зоны, в частности, в юго-вос-
точной части Кемпирсайского массива [Павлов и др., 1974], могут
иметь длину более 20 км при'1 мощности до нескольких километров.
Такие зоны пространственно тяготеют к крупным дунитовым телам
(рис. 4.6).
Увеличение дунитовой составляющей в направлении крупных ду-
нитовых тел и зон сколово-пластичных деформаций отражает рост
степени истощения гипербазитов ассоциации дунит-гарцбургитового
типа. Последовательное истощение гипербазитов, кроме того, прояв-
ляется в уменьшении в гарцбургитах и дунитах количества пироксенов
(рис. 4.8), содержания литофильных компонентов (табл. 4.4), в возрас-
тании хромистое™ хромшпинелидов.
133


n=24(1)
34(2)
n=40(1)
27(2)
0 4 8 12 16 20 24 28 32 36
Opx.%
J-DL 1 jA. 2
N=25(1)
34(2)
n=41(1)
20(2)
012345678
Cpx,%
IV
III
Рис. 4.8. Гистограммы содержаний нормативных пироксенов в гипер-
базитах массива Рай-Из.
/ — гарцбургитовый тип; II-V — дунит-гарцбургитовый тип: //, /// — гарцбургиты
со шлирово-полосчатыми выделениями дунитов (// — до 10 %; /// — свыше 10 %); IV
— дуниты крупных дунитовых тел; V—околорудные дуниты.
I — гарцбургиты, 2 — дуниты.
Типоморфными чертами ультрабазитов дунит-гарцбургитового ти-
па, отличающими его от лерцолитового и гарцбургитового, являются
134


более истощенный состав гарцбургитов (содержание пироксена 10-20
во внутренних и 15-25% во внешних частях разреза комплекса), ши-
рокое развитие дунитов и постепенные переходы между гарцбургита-
ми и дунитовыми выделениями, появление линейности пород в про-
цессе складчатости, высокая хромистость акцессорного и рудного
хромшпинелида (0.6-0.8), крайняя обедненность пироксенов глинозе-
мом, натрием и хромом. На примере Кемпирсайского массива показано
[Штейнберг и др., 1990], что гарцбургиты из ассоциации дунит-
гарцбургитового типа характеризуются высокими, превышающими
хондритовые, значениями отношения А12Оз/СаО (1.2-2.5; в среднем
1.5-1.7). С дунит-гарцбургитовым типом гипербазитов пространствен-
но и генетически связано хромитовое оруденение высокохромистого
типа.
ВЕРЛИТ-ДУНИТОВЫЙ тип
Верлит-дунитовый тип гипербазитов выделен в верхней краевой
части массивов на границе с габбровыми сериями. Породы, относимые
к данному типу, рассматривались как нижняя часть дунит-верлит-кли-
нопироксенитового комплекса [Морковкина, 1967; Петрология и мета-
морфизм..., 1977; Строение, эволюция..., 1990; Щербаков, 1990] или
выделялись в самостоятельный комплекс краевых реститогенных ду-
нитов, одновременных с формированием вышележащей полосчатой
дунит-верлит-клинопироксенитовой серии [Савельева, 1987; Савелье-
ва, Савельев, 1991].
В лерцолитовых массивах ассоциации верлит-дунитового типа
достоверно не установлена, хотя развитие, по данным [Савельева,
1987], вполне вероятно. В гарцбургитовом типе офиолитов породы
верлит-дунитовой ассоциации распространены широко, но имеют из-
менчивую мощность — до 0.5-1.0 км и более. В составе резко преоб-
ладают дуниты, содержащие клинопироксен. В отдельных разрезах
присутствуют верлиты. В верхних частях разреза появляются жилы
клинопироксенитов. Верлит-дунитовая ассоциация перекрывается по-
лосчатым дунит-верлит-клинопироксенитовым комплексом, клинопи-
роксенитами, габбро с ксенолитами и блоками мантийных тектонитов,
окруженных метасоматической верлит-клинопироксенитовой оболоч-
кой [Савельева, 1987; Щербаков, 1990]. Граница с комплексом посте-
пенная и условно проводится по исчезновению в дунитах шлировых
выделений верлитов и реликтовых структур мантийных тектонитов.
Образование ультрабазитов верлит-дунитовой ассоциации, по мне-
нию большинства исследователей, произошло по мантийным ультра-
базитам в результате реакционного взаимодействия с габброидами, ме-
135


тасоматоза и высокотемпературных деформаций [Луцкина, 1986; Пав-
лов, Григорьева-Чупрынина, 1973; Щербаков, 1990] или в результате
рестирования с одновременным формированием залегающего выше
дунит-верлит-клинопироксенитового полосчатого комплекса [Савелье-
ва, 1987; Савельева, Савельев, 1991]. Согласно альтернативной точке
зрения, породы комплекса рассматриваются как магматические обра-
зования [Булыкин, Андреев, 1990; Петрология и метаморфизм, 1977].
Строение комплекса определяется как унаследованными от ман-
тийных ультрабазитов особенностями состава и структуры, так и чер-
тами, характеризующими условия его формирования. Породы верлит-
дунитовой ассоциации образовались по ультрабазитам различных час-
тей разрезов гарцбургитового и дунит-гарцбургитового типов: неисто-
щенным гарцбургитам и гарцбургитам со штокверком дунитовых жил
(восточная часть Войкаро-Сыньинского массива), истощенным гарц-
бургитам со шлирово-полосчатыми выделениями дунитов (западная
часть Войкаро-Сыньинского массива, Верхне-Тагильский, Верх-Ней-
винский, Хабарнинский массивы), крупным дунитовым телам, несу-
щим редковкрапленное высокохромистое оруденение (Ключевской
массив). При формировании по существенно гарцбургитовому суб-
страту в его составе получают развитие шлировые выделения и от-
дельные тела верлитов неправильной, реже угловатой формы, несколь-
ко вытянутые согласно простиранию границ комплекса [Щербаков,
1990]. Верлиты имеют постепенные переходы с дунитами. В нижних
частях разреза верлитовые тела относительно редки и по мощности не
превышают первых метров. В верхних частях разрезов объем верлитов
увеличивается, а мощность тел достигает 100-150 м. В тех случаях ко-
гда верлит-дунитовая ассоциация формировалась по существенно ду-
нитовому разрезу, верлиты отсутствуют или содержатся в небольшом
количестве [Луцкина, 1986; Соколов, 1948; Щербаков, 1990].
В разрезах ассоциации верлит-дунитового типа снизу вверх на-
блюдается рост железистости оливина в дунитах: от 7-10% фаялита
на границе с мантийными ультрабазитами до 16-20% — в верхней
части комплекса [Булыкин, Андреев, 1990; Щербаков, 1990]. От ман-
тийных тектонитов в дунитах наследуется глиноземистый и высоко-
хромистый состав акцессорного хромшпинелида (восточная и запад-
ная части Войкаро-Сыньинского массива) [Савельева, 1987].
Структура верлит-дунитового комплекса определяется высокотем-
пературными деформациями послойно-сдвигового характера [Щерба-
ков, 1990]. Параллельно границе с мантийными тектонитами по зер-
нам хромшпинелидов в дунитах фиксируются полосчатость, мине-
ральная сланцеватость, линейность и мелкие изоклинальные складки.
Дуниты отличаются от дунитов гарцбургитовой и дунит-гарцбургито-
136


вой ассоциаций меньшим (в основном до 0.5 мм) размером рассеянных
по породе зерен хромшпинелида. В слабодеформированных участках
сохраняются реликты строения мантийных ультрабазитов.
Хромитовое оруденение в гипербазитах верлит-дунитовой ассо-
циации характеризуется повышенной железистостью хромшпинелидов
и наследует текстурно-структурные особенности и общие черты со-
става (хромистость) руд гарцбургитового и дунит-гарцбургитового
комплексов.
Каждая из охарактеризованных ассоциаций пород ультраосновного
состава, вмещающих разные типы хромитового оруденения, обладает
типоморфными вещественными и структурными признаками, что по-
зволяет обособлять в пространстве и связывать их формирование с оп-
ределенными геодинамическими обстановками.
ГЕОДИНАМИЧЕСКИЕ УСЛОВИЯ ФОРМИРОВАНИЯ
ХРОМИТОНОСНЫХ ГИПЕРБАЗИТОВ
Изучение гипербазитов из различных г/еодинамических обстановок
современных океанических областей позволило создать основу для
оценки геодинамических условий становления гипербазитов офиоли-
товых комплексов [Лазько, 1987; Паланджян, 1992; Савельева, 1987;
Bonetti, Michael, 1989]. По [Паланджян, 1992], мантийные (рестито-
вые) перидотиты, в соответствии с геодинамическими обстановками
формирования, подразделены на пять основных типов: внутриплит-
ный, океанических границ скольжения, пассивных окраин, срединно-
океанических хребтов, супрасубдукционный — островных дуг (табл.
4.5). Ультрабазиты, формирующиеся в условиях рифтовых структур
срединно-океанических хребтов и задуговых бассейнов, подразделены
на подтипы в зависимости от скорости спрединга. Ниже обсуждаются
геодинамические условия формирования охарактеризованных ранее
структурно-вещественных комплексов ультрабазитов.
Лерцолитовый и гарцбургитовый типы являются ранними членами
ультрабазитовых серий соответственно в лерцолитовых и гарцбурги-
товых массивах. По петрохимическим характеристикам их формиро-
вание могло происходить в верхнемантийных условиях рифтовых
океанических структур. Лерцолитовый тип отвечает обстановкам сре-
динно-океанических хребтов и окраинных морей с малой скоростью
спрединга, а гарцбургитовый — обстановкам срединно-океанических
хребтов со средней и высокой скоростями спрединга. В современных
срединно-океанических хребтах лерцолиты преимущественно развиты
в Атлантическом и Индийском океанах, а гарцбургиты — в Тихом
океане [Лазько, 1987; Савельева, 1987].
137


ТАБЛИЦА 4.5
ГЛАВНЫЕ ПЕТРОГЕОХИМИЧЕСКИЕ ТИПЫ КОМПЛЕКСОВ
ГАРЦБУРГИТОВ И ЛЕРЦОЛИТОВ, ФОРМИРОВАВШИХСЯ В РАЗЛИЧНЫХ
ГЕОДИНАМИЧЕСКИХ ОБСТАНОВКАХ (по |Паланджян, 1992])
Вариации составов минералов
Петрохимические типы
Сг
А12Оз
Na
Cr + А1
(мае. %)
Na + Cr
Sp
Орх
Срх
Срх
Внутриплитный
Границ скольжения
Пассивных окраин
Срединно-океанических хребтов
Супрасубдукционный (островных дуг)
0.08-0.20
0.15-0.25
0.10-0.33
0.23-0.42
0.45-0.90
3.2-5.7
4.3-5.7
3.1-5.8
3.2-4.3
0.4-2.9
4.3-8.0
5.8-6.5
4.6-8.0
3.3-5.4
0.5-3.3
0.74-0.90
0.15-0.47
0.61-0.72
0.04-0.40
0.01-0.50
Сравнительный анализ лерцолитового и гарцбургитового типов
показывает, что первый сложен одной ассоциацией гипербазитов,
сформировавшейся в один этап, а второй состоит из двух ассоциаций,
образовавшихся в два этапа. По вещественному составу и деформаци-
онным структурам ранних гипербазитов можно предположить боль-
шое сходство условий их формирования. Условия рестирования ман-
тийного материала и образование лерцолитов и неистощенных гарц-
бургитов можно оценить по условиям выплавления океанических то-
леитов — температура 1 300-1 400° и давление 5-15 кбар [Базылев и
др., 1993]. Лерцолитовый тип, не имеющий поздней ассоциации,
именно по этой причине не содержит хромитового оруденения. В ус-
ловиях медленного спрединга мантийный диапир не достигал верхних
горизонтов мантии, где проявлялись складчатость и пластично-сколо-
вые деформации. Более высокие скорости спрединга, в условиях кото-
рых формировался гарцбургитовый тип, позволяли мантийным ульт-
рабазитам достигать глубин 15-20 км. На этих глубинах прекратилось
селективное выплавление базальтов и началось смятие пород в круп-
ные складки. В зонах пластично-сколовых деформаций по гарцбурги-
там произошло образование ультрамафитовой серии, включающей ду-
ниты, пироксениты и глиноземистое хромитовое оруденение.
По высокой степени истощенности и петрохимическим характери-
стикам (высокая хромистость хромшпинелидов, низкие содержания
глинозема в энстатите и диопсиде) формирование дунит-гарцбургито-
вой ассоциации отвечает геодинамической обстановке островных дуг
[Паланджян, 1992; Bonetti, Michael, 1989; Перевозчиков, 1996].
Формирование дунит-гарцбургитового типа, подобно гарцбургито-
вому, протекало в два этапа. Образование истощенных гарцбургитов
раннего этапа могло произойти, как показало изучение на Кипре по
138


проекту «Тетис» гипербазитов комплекса Мамония [Базылев и др.,
1993] и эффузивного комплекса массива Троодос [Соболев и др., 1993],
в результате селективного выплавления из лерцолитов и неистощен-
ных гарцбургитов низкотитанистой бонинит-толеитовой ассоциации.
Плавление осуществлялось в мантийном клине над зоной субдукции
при давлении около 25 кбар и температуре 1 460-1 550° под воздейст-
вием водосодержащих флюидов, поступающих из погружающейся
океанической плиты. На присутствие натрийсодержащих водных флю-
идов при формировании гипербазитов дунит-гарцбургитового типа в
уральских массивах указывает обнаружение паргасита в хромитовых
рудах Кемпирсая [Волченко и др., 1991]. По мере истощения гиперба-
зитов и подъема диапира в верхние горизонты выплавление толеито-
вых расплавов затухало, повышение вязкости мантийного материала
привело к смятию гипербазитов в крупные складки, деплетирование
гарцбургитов приобрело дифференцированный характер по зонам ско-
лово-пластичных деформаций. В этих условиях сформировалась ком-
плементарная серия пород: сильноистощенные гарцбургиты - дуни-
ты - клинопироксениты, габбро - высокохромистые хромиты.
Среди мантийных комплексов верлит-дунитовый тип является
наиболее поздним. Его формирование происходило, вероятнее всего, в
геодинамических обстановках островных дуг на границе верхней ман-
тии и коры. Образованию верлит-дунитовой ассоциации в островных
дугах способствовало:
— длительное прогревание надсубдукционного мантийного клина
при прохождении через него магматических расплавов, возникших при
плавлении погружающейся океанической коры, рестировании мантий-
ных ультрабазитов и образовании дунит-гарцбургитовой ассоциации;
— увеличение мощности островодужной коры в результате накоп-
ления магматического материала;
— высокотемпературные пластические деформации, возникшие в
результате тектонического проскальзывания на границе коры и верх-
ней мантии;
— реакционное взаимодействие между внедренными в основание
коры магматическими расплавами и разогретой верхней мантией.
Процессы образования верлит-дунитовых ультрабазитов по своей
масштабности и интенсивности уступали процессам формирования
ранних мантийных комплексов ультрабазитов. Они выразились в вы-
сокотемпературных пластических деформациях, метаморфической
дифференциации и метасоматозе мантийных ультрабазитов. Хромито-
вое оруденение мантийных ультрабазитов при этом претерпело час-
тичную дезинтеграцию, перекристаллизацию и приобрело повышен-
ную железистость.
139


Таким образом, в истории эволюции мантийных ультрабазитов
можно выделить два главных этапа хромитообразования: 1 — формиро-
вание глиноземистых хромитов в гарцбургитовом типе ультрабазитов в
геодинамической обстановке срединно-океанических хребтов со сред-
ними и высокими скоростями спрединга и 2 — образование высокохро-
мистых руд в составе гипербазитов дунит-гарцбургитового типа геоди-
намической обстановке островных дуг в условиях надсубдукционного
мантийного клина. Образование хромитового оруденения происходило
на завершающих стадиях формирования соответственно гарцбургитово-
го и дунит-гарцбургитового типов в условиях преобладания пластично-
сколовых деформаций. Формирование верлит-дунитового типа ультра-
базитов не сопровождалось доказанным хромитообразованием и приве-
ло к трансформации образовавшихся ранее глиноземистых и высоко-
хромистых хромитовых руд, что выразилось в первую очередь в их пере-
кристаллизации, частичной дезинтеграции и повышении железистое™.
ХРОМИТОВОЕ ОРУДЕНЕНИЕ: ТИПОМОРФНЫЕ ЧЕРТЫ
И ЗАКОНОМЕРНОСТИ ЛОКАЛИЗАЦИИ
Сложная длительная история формирования альпинотипных ги-
пербазитов в океанической мантии, их перемещения в континенталь-
ную кору и участия в орогенных процессах определяют объективные
трудности установления закономерностей локализации хромитового
оруденения. Как отмечал Р. Г. Колман [1979], «все эти геологические
события совместно привели к невероятно сложным условиям локали-
зации и распределения хромитовых рудных тел, что в свою очередь
обусловило большую путаницу при установлении критериев, которы-
ми можно было бы руководствоваться при разведке и эксплуатации
хромитовых месторождений».
Закономерностям локализации хромитового оруденения в альпино-
типных ультрабазитах посвящены многочисленные работы [Бетехтин,
1937; Булыкин, Андреев, 1990; Варлаков, 1974; Кашинцев и др., 1974;
Комплексные геофизические..., 1986; Кравченко, 1969; Логинов и др.,
1940; Луцкина, 1986; Москалева, 1974; Павлов, Григорьева-Чупрыни-
на, 1973; Павлов и др. 1968; Перевозчиков, 1982; Петрология и мета-
морфизм..., 1977; Поиски, разведка..., 1987; Савельев, 1977; Савельева,
Савельев, 1991; Смирнова, 1977, 1984; Строение, эволюция..., 1990;
Шилова, 1977 и др.]. Несмотря на значительные расхождения в пред-
ставлениях отдельных исследователей на закономерности локализации
хромитовых руд, можно выделить ряд характеризующих хромитовое
оруденение фактов, которые находят признание у большинства геоло-
гов и подтверждены значительным фактическим материалом:
140


— хромитовые руды локализованы исключительно в пределах тел
альпинотипных ультрабазитов;
— хромитовое оруденение пространственно и генетически тесно
связано с дунитами и является эпигенетическим по отношению к бо-
лее ранним гарцбургитам и лерцолитам;
— состав рудных хромшпинелидов изменяется в широких преде-
лах и зависит от состава вмещающих ультрабазитов;
— хромитовые руды характеризуются исключительным многооб-
разием текстур и структур, в том числе в хромитовых телах с близким
составом рудного хромшпинелида;
— рудные тела обладают сложной и разнообразной морфологией;
— деформационные структуры ультрабазитов и хромитовых руд
несут черты вязкого течения;
— строение гипербазитов и руд отражает многоэтапный характер
их формирования;
— повсеместно проявлены многостадийные процессы метамор-
физма мантийных ультрабазитов и хромитовых руд и их тектоническо-
го дробления.
Выше было показано, что в конкретном типе ультрабазитов лока-
лизуется разный по составу рудного хромшпинелида тип оруденения:
глиноземистый — в гарцбургитовом, высокохромистый — в дунит-
гарцбургитовом и, наконец, глиноземистый и средне-высокохромистый
с повышенной железистостью — в верлит-дунитовом. Тесная про-
странственная и генетическая связь хромитового оруденения опреде-
ленного состава с конкретным типом (формацией) ультрабазитов от-
ражает условия их формирования и определяет хромитовый рудогенез
как составную часть петрогенетического процесса. Расчленение аль-
пинотипных ультрабазитов на самостоятельные типы (формации) по-
зволяет прогнозировать локализацию хромитовых руд определенного
состава. Следовательно, в качестве важнейшего критерия локализации
хромитового оруденения выступает формационный, который отражает
размещение в альпинотипных ультрабазитах типов хромитового ору-
денения по составу рудного хромшпинелида.
На примере главным образом гипербазитовых массивов Полярного
Урала показано сложное, участками зональное строение хромитонос-
ных тел [Кашинцев и др., 1974; Макеев и др., 1985; Перевозчиков,
1982; Савельев, 1977; Савельева, 1987; Строение, эволюция..., 1990].
Установлено изменение таких типоморфных черт хромитового оруде-
нения, как морфология рудных тел, структурно-текстурные особенно-
сти и густота вкрапленности руд, состав хромшпинелида, размеры
оруденения. Каждому из типов хромитового оруденения присущи ин-
дивидуальные закономерности локализации.
141


ГЛИНОЗЕМИСТЫЕ ХРОМИТЫ
Хромиты с глиноземистым хромшпинелидом локализуются в пре-
делах гарцбургитового типа ультрабазитов и развиты в гипербазито-
вых массивах Сыум-Кеу, Рай-Из, Войкаро-Сыньинский, Алапаевский,
Ключевской, Верблюжьегорский, Халиловский, Кемпирсайский и др.
В предыдущем разделе было показано, что формирование глино-
земистых хромитов является частью процесса образования по неисто-
щенным гарцбургитам комплиментарной ассоциации пород: дуниты -
пироксениты - хромиты в зонах развития пластично-сколовых дефор-
маций в ядерных частях и флексурах складчатых структур. Масштаб-
ность хромитового оруденения связана с объемом дунитообразования.
К перспективным для локализации оруденения относятся площади
ядерных частей и флексурных перегибов крупных складок в гарцбур-
гитах с дунитовыми телами штокообразной и линзовидной формы, ок-
руженными штокверком дунитовых жил, а также вытянутые зоны пла-
стично-сколовых деформаций, насыщенные дунитовыми телами. По
размерам участков распространения дунитов, по величине и количест-
ву крупных и средних дунитовых тел штокообразной формы можно
предварительно оценить степень хромитоносности выделенных пер-
спективных площадей. Крупные и средние тела дунитов, в зависимо-
сти от залегания складчатых структур и эрозионного среза, могут не
выходить на поверхность. В этом случае перспективные площади вы-
деляются по распространению жильного дунитового комплекса среди
гарцбургитов. Если размеры таких площадей велики и предполагается
наличие крупных дунитовых тел на глубине, то степень хромитонос-
ности таких территорий может быть достаточно высокой.
Многие исследователи [Комплексные геофизические..., 1986; Пав-
лов, Григорьева-Чупрынина, 1973; Thauer, 1969] отмечали, что глино-
земистое хромитовое оруденение локализуется вблизи (до 1-2 км)
кровли гипербазитовых массивов и границы с габбро. Эта закономер-
ность объясняется тем, что хромитовые тела, сформировавшись в зоне
спрединга на глубинах 15-20 км, в дальнейшем поднимались в составе
мантийного диапира до поверхности мантии и расходились в стороны
вдоль границы с габбро.
Глиноземистое хромитовое оруденение по положению в структуре
гарцбургитового типа ультрабазитов и типоморфным признакам разде-
лено на два класса: 1) бедных, убого-редковкрапленных руд в дунитах
и 2) богатых, густовкрапленных и сплошных руд в гарцбургитах (табл.
4.6).
Класс бедных хромитовых руд локализуется исключительно внут-
ри дунитовых тел и характеризуется шлировой, штокообразной, непра-
142


Месторождения,
рудопроявления
Войкаро-Сыньинский
массив: Лекхойлинское
(тело 213)
Войкаро-Сыньинский
массив: Харутское II, 287,
Центрально-Лаптапайское
Алапаевский массив:
Поляков Камень, Поден-
HUC 1
Войкаро-Сыньинский
массив: Лекхойлинское
(рудная залежь 206), Мор-
ковкинское, Кершорское,
Южно-Погурейское и др.
Кемпирсайский мас-
сив: Бурановское
Войкаро-Сыньинский
массив: Вороновское
Алапаевский массив:
Поденное II, Южное, Пас,
Норское, Кривское
Состав рудного
хромшпинелида, %
9,
<
16-19
17-29
16-31
19-33
О
6
44-50
34-48
38-49
37-44
Тип руд
(содержание СггОз, %)
Убого-, редко-, сред-
невкрапленные со шли-
рами густовкрапленных и
сплошных (8-20 до 42)
То же (6-29 до 40)
Густовкрапленные,
сплошные, реже средне-,
редковкрапленные в крае-
вых частях рудных тел
(20-45)
Сплошные, густовкра-
пленные, редко-, средне-,
густовкрапленные (31-40)
Форма рудных тел
и их размеры, м
Короткие и вытя-
нутые линзы
(1-10)пх(10-100)п
Короткие линзы,
штоки, шлиры
(0.1-1)п х (1-10)п
Уплощенные и ко-
роткие линзы, рудные
столбы
(1-10)пх(10-100)п
Уплощенные лин-
зы, жилы
(0.1-1)пх(1-10)п
Группа оруденения
1. В апофизах
крупных дунитовых
тел
2. В средних и
мелких дунитовых те-
лах
1. В протяженных
деформационных зо-
нах, отходящих от
крупных дунитовых
тел и обогащенных
дунитами
2. В небольших
сколовых зонах среди
гарцбургитов со што-
кверком дунитовых
жил и за его предела-
ми
Класс
оруденения
1. Бедные
ПУЛЫ В ЛУНИ-
PJ'AM'L О MJ'
тах
2. Богатые
руды в
гарцбургитах


вильной линзовидной формой рудных тел, преобладанием убого-, ред-
ковкрапленных руд, повышенной вкрапленностью хромшпинелидов во
вмещающих дунитах, как постепенными, так и резкими границами
рудных тел. Характер зарождения бедного хромитового оруденения
можно видеть в шлировых, шлирово-полосчатых обособлениях хроми-
тов в раздувах сложных дунитовых жил. Размеры шлиров по ширине
составляют до 30-50 см, по длине — до 1-2 м. Шлиры хромитов со-
провождаются повышенной вкрапленностью хромшпинелидов в дуни-
тах и имеют нерезкие границы. Образование шлиров вызвано процес-
сами сегрегации хромитового вещества в пределах жил.
По геологическому положению в классе бедных глиноземистых
руд выделены две группы хромитового оруденения: 1) в апофизах
крупных дунитовых тел, 2) в средних и мелких дунитовых телах (табл.
4.6).
Крупные дунитовые тела гарцбургитового типа ультрабазитов
обычно не несут хромитового оруденения ни в центральных, ни в
краевых частях. И только в апофизах крупных дунитовых тел, от кото-
рых отходят линейные зоны, насыщенные дунитовыми телами, лока-
лизуются рудные тела преимущественно вкрапленных хромитовых
руд. К первой группе относится рудное тело 213 Лекхойлинского ме-
сторождения глиноземистых хромитовых руд в северо-восточной час-
ти Войкаро-Сыньинского массива (рис. 4.9). Оруденение залегает в
выклинивающейся части крупного дунитового тела, на продолжении
которого выделена хромитоносная зона. Рудное тело линзовидной
формы вытянуто согласно с выклиниванием дунитового тела, имеет
протяженность до 500 м, максимальную ширину до 39 м. В строении
тела участвуют все типы руд по густоте вкрапленности при преобла-
дающем развитии убого-редковкрапленных руд (рис. 4. 10). В краевых
частях и на выклинивании рудного тела руды в основном убоговкрап-
ленные. Содержание окиси хрома в рудных хромшпинелидах достига-
ет 50, глинозема — 17-19 %.
В мелких и средних (до сотен метров) дунитовых телах хромито-
вое оруденение локализуется в центральных, реже в краевых частях.
Рудные тела вытянуты согласно с удлинением дунитовых тел и имеют
как резкие, так и постепенные границы. Хромитовые руды изменчивы
по густоте вкрапленности при модальном развитии редко-, среднев-
крапленных руд. Хромитовое оруденение встречается далеко не во
всех дунитовых телах. В большинстве случаев они нехромитоносны.
Две группы класса бедных глиноземистых хромитовых руд, поми-
мо геологического положения, отличаются морфологией рудных тел и
их размерами. Хромитовые руды в апофизах крупных дунитовых тел
сложены относительно более хромистым и более выдержанным посос-
144


1 ^2 ^3 О 1-^1^15 CZ]6
Рис. 4.9. Геологический план месторождения Лекхойлинское. Войкаро-
Сыньинский массив (по А. М. Овечкину).
1 — четвертичные отложения; 2 — неистощенные гарцбургиты с редкими линей-
ными жилами дунитов; 3 — неистощенные гарцбургиты с сетчатым жильным комплек-
сом дунитов в количестве 5-15 %; 4 — дуниты; 5 — тела хромитов и их номер: а —
густовкрапленные и сплошные руды, б — убого-, редковкрапленные руды; 6 — геоло-
гические границы.
П,5(Н
404
ЗОН
20-
О'
0 10 20 30 40 50
Сг203,мас.%
Рис. 4.1 и. Гистограммы содержаний окиси хрома в хромитовых рудах
месторождения Лекхойлинское (232 определения). Войкаро-Сыньинский
массив.
Светлое — рудная залежь 206, заштрихованное — рудная залежь 213.
145
10 — Металлогения


таву хромшпинелидом (табл. 4.6). По тесной пространственной связи с
дунитовыми телами, форме рудных тел и структурно-текстурным осо-
бенностям хромитовое оруденение класса бедных руд является синге-
нетичным с вмещающими его дунитами.
Класс богатых, преимущественно густовкрапленных и сплошных
хромитовых руд представлен линзовидными, столбообразными и
жильными телами, которые локализованы вдоль вытянутых палеозой
сколовых деформаций и повышенной проницаемости. Протяженные
зоны, которые трассируются в гарцбургитах цепочкой вытянутых тел
дунитов, жилами дунитов, пироксенитов и габбро и включают одну
или ряд рудных залежей, названы рудоконтролирующими или хроми-
тоносными.
Размеры хромитоносных зон варьируют в широких пределах: по
длине — до нескольких километров, по ширине — от долей метра до
десятков и реже первых сот метров. Наиболее крупные и протяженные
хромитоносные зоны отходят от крупных дунитовых тел и иногда свя-
зывают их. Они глубоко врезаются в поле гарцбургитов. Сколовые зо-
ны меньшего размера развиты в поле штокверка дунитовых жил в
гарцбургитах и за его пределами. Кроме того, они могут сопровождать
крупные зоны сколовых деформаций или связывать мелкие и средние
дунитовые тела. Хромитоносные зоны располагаются как параллельно
структурным элементам в гарцбургитах, так и секут их под разными
углами. Для хромитоносных зон характерны пережимы, раздувы, не-
резкие границы, кулисообразное расположение дунитовых и рудных
тел. В размещении крупных хромитоносных зон намечается законо-
мерность, которая требует дальнейшего обоснования и подтверждения.
Они развиваются в тех частях разреза гарцбургитового типа, где шток-
верк дунитовых жил вокруг дунитовых тел отсутствует или слабо про-
явлен. В таких случаях от крупных дунитовых тел отходят протяжен-
ные рудоконтролирующие зоны со значительными телами хромитовых
руд. И наоборот, при развитом штокверке дунитовых жил крупные
хромитоносные зоны отсутствуют, а хромитовое оруденение представ--
лено многочисленными маломощными жилами.
В зависимости от структурной позиции и размеров рудоконтроли-
рующих хромитоносных зон оруденение класса богатых глиноземи-
стых хромитовых руд разделено на две группы: 1) в протяженных де-
формационных зонах, отходящих от крупных дунитовых тел и насы-
щенных телами дунитов; 2) в небольших деформационных зонах среди
гарцбургитов со штокверком дунитовых жил и за его пределами (табл.
4.6).
Первую группу хромитового оруденения отличают более крупные
размеры рудных тел, скопления нескольких кулисообразно перекры-
146


вающихся рудных тел, преобладание линзовидной и столбообразной
формы рудных тел, более хромистый состав рудного хромшпинелида.
Контакты рудных тел резкие. Характерно развитие вокруг них дунито-
вых оторочек мощностью от нескольких сантиметров до 1-2 дм, воз-
никших в результате реакционного взаимодействия рудного флюида с
гарцбургитами. В дунитовых оторочках отмечено повышенное содер-
жание клинопироксена — до 5-7 % [Павлов, Григорьева-Чупрынина,
1973]. Вдоль крупных хромитоносных зон может локализоваться не-
сколько месторождений глиноземистых хромитовых руд.
Наиболее значительным проявлением хромитового оруденения
первой группы является рудная залежь 206 месторождения Лекхой-
линское (рис. 4.9). Залежь включает в себя рудные тела линзовидной и
эллипсовидной формы, залегающие в мелких дунитовых телах и среди
неистощенных гарцбургитов с жилами дунитов в количестве 5-15 % в
пределах хромитоносной зоны северо-восточного простирания. Мощ-
ность главного рудного тела 206 достигает 31.6, протяженность до
300 м. Простирание рудных тел северо-восточное, падение субверти-
кальное. Руды густовкрапленные и сплошные при очень незначитель-
ном развитии других типов (рис. 4.10). Рудный хромшпинелид содер-
жит 38-39% Сг2Оз и 23-26% AI2O3. Сопоставление с рудным телом
213 показывает, что при увеличении густоты вкрапленности хромито-
вых руд возрастает глиноземистость (снижается хромистость) рудного
хромшпинелида.
Во второй группе оруденения преобладают уплощенно-линзовидные
и жильные тела, вытянутые вдоль зон сколовых деформаций и секущие
структурные элементы гарцбургитов. Рудные тела резко ограничены и
сложены сплошными и густовкрапленными рудами. Более крупные руд-
ные тела окружены дунитовыми оторочками. Маломощные (3-10 см)
жильные хромитовые тела, развитые в зоне штокверка дунитовых жил,
и редкие жильные и уплощенно-линзовидные тела (мощностью до
1-1.5 м) в поле гарцбургитов не содержат дунитовой каймы.
В целом класс богатых глиноземистых руд характеризуют залега-
ние в гарцбургитах, секущее положение к структурам гарцбургитов,
приуроченность к хромитоносным зонам и локальным сколовым зо-
нам, преимущественно вытянутая форма и резкие контакты рудных
тел, наличие околорудных дунитовых кайм, преобладание густовкрап-
ленных и сплошных руд. Масштабность хромитового оруденения вто-
рого класса и качество руд значительно выше, чем класса бедных руд.
По отношению к вмещающим гарцбургитам хромитовое оруденение
класса богатых руд носит эпигенетический характер. Дунитовые ото-
рочки вокруг рудных тел возникли, вероятнее всего, в результате реак-
ционного взаимодействия рудно-силикатного флюида с гарцбургитами.
147


Для двух классов глиноземистого хромитового оруденения намеча-
ется общая статистическая закономерность увеличения хромистости
хромшпинелидов в рудах, залегающих в крупных дунитовых телах или
в крупных хромитоносных зонах (в первых группах оруденения).
Размещение рудных тел глиноземистого хромитового оруденения и
выделение перспективных на хромитовое оруденение площадей опре-
деляют два ведущих критерия локализации: структурный и петрогра-
фический. Классы и группы глиноземистого хромистого оруденения
различаются между собой по ряду типоморфных признаков, которые
могут быть использованы в качестве дополнительных критериев для
уточнения структурной позиции рудных объектов.
ВЫСОКОХРОМИСТЫЕ ХРОМИТЫ
Хромитовые руды с высокохромистым хромшпинелидом входят в
состав дунит-гарцбургитового типа ультрабазитов. Руды этого типа из-
вестны в многочисленных массивах вдоль всего Урала, но наиболее
значительные их концентрации установлены в южной и северной его
частях. Уникальные по запасам месторождения высококачественных
хромитовых руд металлургического типа сконцентрированы в юго-
восточной части Кемпирсайского массива на Южном Урале [Логинов и
др., 1940; Павлов и др., 1968; Сегалович, 1970]. Ряд перспективных
объектов высокохромистых руд выявлен в пределах массивов Рай-Из и
Войкаро-Сыньинский на Полярном Урале, где в условиях хорошей об-
наженности детально изучены закономерности их локализации [Ка-
шинцев и др., 1974; Макеев и др., 1985; Перевозчиков, 1982; Савельев,
1977; Савельева, Савельев, 1991; Строение, эволюция..., 1990].
По представлениям [Логинов и др., 1940; Павлов, Григорьева-
Чупрынина, 1973; Павлов и др., 1968; Соколов, 1948], дунит-гарцбурги-
товая ассоциация с высокохромистым оруденением залегает ниже гарц-
бургитового комплекса с глиноземистыми хромитовыми рудами и лер-
цолитового комплекса. Глубина локализации высокохромистых хроми-
тов оценивается от сотен метров до 5 км и более [Комплексные геофи-
зические..., 1986; Павлов, Григорьева-Чупрынина, 1973; Thauer, 1969].
Более низкое залегание дунит-гарцбургитового типа ультрабазитов, не-
сущего высокохромистое хромитовое оруденение, можно объяснить
образованием этого комплекса по ультрабазитам лерцолитового и гарц-
бургитового составов в локальных очагах на значительных глубинах.
При подъеме мантийного диапира и последующем выведении мантий-
ных блоков на поверхность над полями развития дунит-гарцбургитовой
ассоциации ультрабазитов участками могут сохраняться части разрезов
лерцолитового и гарцбургитового типов. С другой стороны, имеются
148


примеры залегания хромитового оруденения высокохромистого типа
непосредственно под верлит-дунитовым и полосчатым комплексами.
Формирование высокохромистых хромитов связано со вторым эта-
пом образования дунит-гарцбургитового типа ультрабазитов. Хроми-
товый рудогенез в значительной мере определялся развитием сколово-
пластичных деформаций и максимально проявился в ядерных частях
складчатых структур и линейно-вытянутых зонах сколовых деформа-
ций. Масштабность хромитообразования взаимосвязана с процессами
дунитообразования, поэтому по развитию дунитов можно оценивать
перспективность дунит-гарцбургитового комплекса на хромитовое
оруденение. Локализация хромитовых руд имеет сложный характер и
прямо не связана с развитием и размерами дунитовых тел. Важную
роль в размещении хромитового оруденения играют деформационные
складчатые структуры и зоны сколовых деформаций. Для локализации
хромитового оруденения благоприятны ядерные части складчатых
структур с телами дунитов и вытянутые зоны сколовых деформаций,
насыщенные шлировыми и полосчатыми выделениями дунитов среди
гарцбургитов.
Исследователями [Павлов, 1949; Павлов, Григорьева-Чупрынина,
1973; Павлов и др., 1968; Соколов, 1948] было показано, что в хром-
шпинелиде из руд высокохромистого типа при увеличении густо-
ты вкрапленности руд и размеров рудных тел растет хромистость
и уменьшается железистость хромсодержащих молекул: fcr =
= 100 FeCr204x 100/(FeCr2O4 + MgCr2O4). Это отличает руды высоко-
хромистого типа от хромитовых руд глиноземистого типа, для которых
намечается обратная закономерность: снижение хромистости рудного
хромшпинелида при увеличении густоты вкрапленности руд. Работами
[Макеев и др., 1985; Перевозчиков, 1982; Савельев, 1977; Савельева,
Савельев, 1991; Строение, эволюция..., 1990] установлено, что типо-
морфные признаки хромитового оруденения (размеры, форма и грани-
цы рудных тел, структурно-текстурные особенности хромитовых руд,
состав рудного хромшпинелида) весьма изменчивы и зависят от поло-
жения рудных тел в структуре дунит-гарцбургитовой ассоциации. По
густоте вкрапленности и содержанию окиси хрома отчетливо выделя-
ются два главных экстремума, отвечающих убоговкрапленным и сред-
не-густовкрапленным хромитовым рудам (рис. 4.11). Наряду с другими
типоморфными признаками, зависимость густоты вкрапленности хро-
митовых руд от положения их в структуре гипербазитов позволяет вы-
делить в высокохромистом типе три класса хромитового оруденения:
1) бедных руд в дунитах; 2) богатых руд в гарцбургитах со шлирово-
полосчатыми выделениями дунитов; 3) смешанный бедных и богатых
руд (табл. 4.7).
149


д
ы
Д
I
о
2
о
О
н
Я
S
о
2
8
U
Я
2
о
Ом
X
О
о
U
3
i
9
ы
3
я
г
о
2
о
Месторождения,
рудопроявления
Массив Рай-Из: По-
лойшорское II
Войкаро-Сыньинский
массив: Верхне-Лагор-
тинское
Кемпирсайский мас-
сив: Геофизическое XII
Массив Рай-Из: Ен-
гайское
Кемпирсайский мас-
сив: Миллионное, Алмаз-
Жемчужина, Молодеж-
ное и др.
Массив Рай-Из: За-
падное, 214
Массив Рай-Из: Ен-
гайское III, IV
Состав рудного
хромшпинелида, %
<
9-12
12-14
8-12
11-15
б
и
55-57
51-55
54-62
50-56
Тип руд
(содержание СггОз, %)
Убого-, редковкрал-
ленные (7-28) со шлира-
ми средне-,
густовкрапленных (28-
40)
Убого-,
редковкрапленные (6-25)
Густовкрапленные и
сплошные (38-62), в пе-
риферических частях
встречаются средне- и
редковкрапленные (19-
40)
Густовкрапленные и
сплошные (34-54), ред-
ко-, средневкрапленные
(24-36)
Форма рудных тел
и их размеры, м
Штоки, короткие
неправильные линзы,
шлиры
(1-10)пх(10-100)п
Шлиры, короткие
линзы, гнезда
(0.1-1)пх(1-10)пдо
100-200
Уплощенные и
неправильные линзы,
рудные столбы, жи-
лы
(ОЛ-Ю)пдо 150 х
(10-100)пдо1500
Жилы, уплощен-
ные линзы
(0.1-1)пх(1-10)пдо
100-150
Группа оруденения
1. В центральных
частях крупных ду-
нитовых тел
2. В средних и
мелких дунитовых
телах
1. В протяженных
деформационных зо-
нах, обогащенных
дунитами и отходя-
щих от крупных ду-
нитовых тел
2. В небольших
деформационных зо-
нах, отходящих от
мелких и средних
дунитовых тел
Класс оруде-
нения
1. Бедные
руды в дуни-
тах
2. Богатые
руды в гарц-
бургитах со
шлирово-
полосчатыми
выделениями
дунитов
150


Месторождения,
рудопроявления
Массив Рай-Из: Цен-
тральное
Состав рудного
хромшпинелида, %
О
<
8-12
!
54-61
Тип руд
(содержание Сг2Оз, %)
Вкрапленные до
сплошных (6-56). Два
эктремума: убого-, ред-
ковкрапленные (6-22) и
средне-, густовкраплен-
ные (34-50)
Форма рудных тел
и их размеры, м
Короткие и упло-
щенные линзы, руд-
ные столбы, штоки
(0.1-10)пх(10-100)п
Группа оруденения
1. В граничной
области апофиз (апи-
кальных частей)
крупных дунитовых
тел и гарцбургитов,
насыщенных дуни-
тами
Класс оруде-
нения
3. Сме-
шанные бед-
ные и богаты
руды
Класс бедных хромитовых руд
представлен убого-, редковкраплен-
ными рудами, залегающими исклю-
чительно в дунитовых телах в виде
штокообразных, неправильных лин-
зовидных, шлировых тел с нерезки-
ми границами. Оруденелые участки
дунитов сопровождаются повышен-
ной вкрапленностью хромшпинели-
дов. Состав рудных хромшпинели-
дов, в отличие от аналогичного
класса бедных хромитовых руд гли-
ноземистого типа, характеризуется
высокой хромистостью (табл. 4.6,
4.7).
В зависимости от размера ру-
довмещающих дунитовых тел и
масштабности оруденения в классе
бедных высокохромистых руд выде-
лены две группы: 1) в крупных ду-
нитовых телах; 2) в средних и мел-
ких дунитовых телах (табл. 4.7).
В первой группе хромитовое
оруденение в основном локализова-
но в центральных частях, редко в
апикальных участках крупных ду-
нитовых тел [Строение, эволюция,
1990]. Сближенные рудные тела
штокообразной, неправильной лин-
зовидной формы с нерезкими гра-
ницами и невыдержанными пара-
метрами залегают среди дунитов с
повышенной вкрапленностью хром-
шпинелидов и образуют оруденелые
зоны протяженностью до 300-400 м
по простиранию и падению. Рудные
тела сложены убого-, редковкрап-
ленными рудами со шлирами сред-
не- и густовкрапленных разностей.
Текстуры руд шлировые, шлирово-
полосчатые, струйчато-полосчатые.
Рудные хромшпинелиды относятся
151


* ш1
8 12 16 20 24 28 32 36 40 44 48 52 56 60
Hi ЕЕЦ2ЕЗз р^]4 EZ]5 Сгг°з.мас%
Рис. 4.11. Гистограммы содержаний окиси хрома в хромитовых рудах
высокохромистого типа (1386 определений). Массив Рай-Из.
/, 2 — класс бедных хромитовых руд в дунитовых телах: У — крупных, 2 — сред-
них и мелких; 3, 4 — класс богатых руд в хромитоносных зонах среди гарцбургитов:
3 — крупных, 4 — средних и мелких; 5 — класс смешанных бедных и богатых хроми-
товых руд.
к высокохромистому типу. Руды легко обогащаются с получением кон-
центрата, удовлетворяющего требованиям металлургической промыш-
ленности. Запасы руд значительные.
Вторая группа класса бедных хромитовых руд залегает в централь-
ных, иногда в боковых частях средних и мелких дунитовых тел. Типо-
морфные признаки хромитового оруденения близки к рудам первой
группы. Различие между двумя группами выражается в менее хроми-
стом составе рудного хромшпинелида и меньшем размере рудных тел
во второй группе (табл. 4.7). Качество хромитовых руд второй группы
ниже. Ввиду небольших запасов и низкого содержания окиси хрома
руды второй группы практического значения не имеют.
Приуроченность бедного вкрапленного хромитового оруденения к
дунитовым телам, нерезкие границы рудных тел и наличие в орудене-
лых участках повышенной вкрапленности хромшпинелидов в дуни-
тах — все это позволяет сделать вывод о сингенетичной природе клас-
152


са бедных хромитовых руд с вмещающими дунитовыми телами. Раз-
личие двух групп хромитового оруденения устанавливается по размеру
рудовмещающих дунитовых тел, объему оруденения и составу рудного
хромшпинелида.
Класс богатых, густовкрапленных и сплошных хромитовых руд
локализуется вдоль зон сколово-пластичных деформаций среди гарц-
бургитов со шлирово-полосчатыми выделениями дунитов. Деформаци-
онные зоны, насыщенные дунитами и несущие хромитовые тела и за-
лежи, представляют собой рудоконтролирующие или хромитоносные
зоны. В зависимости от размера хромитоносных зон, их пространст-
венной связи с дунитовыми телами в классе богатых высокохромистых
руд выделены две группы: 1) в протяженных деформационных зонах,
обогащенных дунитами и отходящих от крупных дунитовых тел; 2) в
небольших деформационных зонах, отходящих от мелких и средних
дунитовых тел и расположенных среди гарцбургитов с пониженным
содержанием шлирово-полосчатых выделений дунитов (табл. 4.7).
В первую группу хромитового оруденения входят крупные место-
рождения высококачественных хромитовых руд. Уникальным прояв-
лением хромитового оруденения этой группы является Главное рудное
поле в юго-восточной части Кемпирсайского массива на Южном Урале
[Павлов, Григорьева, 1974; Павлов и др., 1968]. Хромитовые месторо-
ждения и рудопроявления в пределах Главного рудного поля располо-
жены в двух субмеридиональных зонах: Западной и Восточной. Хро-
митоносные зоны выделяются по широкому развитию среди истощен-
ных гарцбургитов шлирово-полосчатых выделений и тел дунитов.
Вмещают рудоконтролирующие зоны неистощенные гарцбургиты
гарцбургитового комплекса с реликтовыми участками лерцолитов. Па-
дение рудных тел в Западной зоне — западное, в Восточной — вос-
точное. Склонение рудных тел преимущественно южное. Протяжен-
ность зон до 22 км, мощность 1-1.5 км. На севере и юге хромитонос-
ные зоны смыкаются, что позволяет считать их единой деформирован-
ной зоной.
Месторождения хромитов состоят из серии сближенных кулисооб-
разно расположенных рудных тел уплощенно-линзовидной, столбооб-
разной и жилообразной формы. Протяженность рудных тел достигает
1 540, мощность — до 140 м. Количество рудных тел в месторождени-
ях варьирует от 1 (Молодежное) до 99 (Миллионное). Результаты от-
работки южно-кемпирсайских месторождений показали, что рудные
тела имеют изменчивую форму сложной конфигурации и что количе-
ство тел в месторождении невелико. Существовавшие по результатам
разведки представления о многочисленных рудных телах линзовидной
формы определялись корреляцией отдельных подсечений одного руд-
153


ного тела изменчивой сложной формы. Ошибки корреляций рудных
подсечений, неизбежные при сложной форме рудных тел, тем не менее
не привели к ошибкам в подсчете запасов и оценке качества руд [Ком-
плексные геофизические..., 1986].
Рудные тела имеют резкие контакты и окружены дунитовыми ото-
рочками шириной от нескольких дециметров до первых метров. В на-
правлении от внешней границы в сторону рудного тела в дунитовых
оторочках уменьшаются железистость породы и оливина, содержания
Fe, Мп, Со и увеличиваются содержания Mg, Ni, хромистость акцес-
сорного хромшпинелида [Поиски, разведка..., 1987; Смирнова, 1984].
Изменения в зональном строении оторочек проявляются интенсивнее
на границе с крупными рудными телами. Руды в центральных частях
рудных тел густовкрапленные и сплошные однородного строения. В
периферических частях тел густота вкрапленности руд понижается до
средне- и редковкрапленной, появляется значительная изменчивость
текстур и зернистости руд. Хромистость рудных хромшпинелидов
очень высокая.
Особенностью хромитоносных зон Главного рудного поля являют-
ся крупные размеры и то, что они врезаются в поле неистощенных
гарцбургитов. Крупное дунитовое тело или группа таких тел, с кото-
рыми связаны хромитоносные зоны, могут пространственно находить-
ся в направлении южного склонения рудных тел.
Примером меньшего масштаба проявления первой группы хроми-
тового оруденения могут служить хромитопроявления Западное и 214
на массиве Рай-Из [Макеев и др., 1985; Строение, эволюция..., 1990].
Вторая группа хромитового оруденения локализуется в небольших
хромитоносных зонах, расположенных в поле гарцбургитов со шлиро-
во-полосчатыми выделениями дунитов и пространственно связанных
со средними и мелкими дунитовыми телами. Группу представляют
мелкие уплощенно-линзовидные и жильные тела мощностью до пер-
вых метров и протяженностью до 130 м. Рудные тела, как правило, ок-
ружены дунитовой оторочкой и имеют резкие контакты. Преобладают
густовкрапленные и сплошные, меньше развиты средневкрапленные
руды. Рудные хромшпинелиды менее хромистые по сравнению с руда-
ми первой группы.
Оруденение класса богатых высокохромистых руд, локализованное
в хромитоносных зонах, по отношению к вмещающим гарцбургитам
является эпигенетическим.
Класс смешанных бедных и богатых высокохромистых руд развит
в краевых частях крупных дунитовых тел и примыкающих к ним гарц-
бургитов, обогащенных шлирово-полосчатыми выделениями дунитов.
Наиболее детально данный класс изучен на месторождении Централь-
154


ное массива Рай-Из на Полярном Урале [Строение, эволюция..., 1990].
Месторождение залегает в граничной зоне крупного дунитового тела и
гарцбургитов, насыщенных шлирово-полосчатыми выделениями дуни-
тов, и представляет собой хромитоносную зону протяженностью до
1 700, шириной 400-450 м. В строении месторождения выделяются
два крупных блока (рис. 4.12,4.13).
о 100 200 300 м
■ I I I
□i IKVft:Vvft--.^:-j2 ВЗз Э ЕЕЗб Ю
I ^7о|9 i»*4o|ioF^Tlii
Рис. 4.12. Геологический план месторождения Центральное. Массив
Рай-Из.
У — дуниты, 2 — гарцбургиты со шлирово-полосчатыми выделениями дунитов: до
10 % (я), 10-30 % (б), 30-50 % (в), свыше 50 % (г), 3 — хромитовые тела и их номера,
4 — диабазы, 5 — талькиты, б — геологические границы, 7 — зона Полойшорского
разрыва, 8 — тектонические разрывы и их номера, 9 — полосчатость гарцбургитов,
10 — склонение хромитовых и дунитовых тел, УУ — линии геологических разрезов.
155


юз По линии 11-11
I I I I
Рис. 4.13. Геологические разрезы месторождения Центральное.
Линии разрезов и условные обозначения на рис. 6.12.
Северный блок приурочен к апикальной части крупного дунитово-
го штока. Он содержит 51 рудное тело. Рудные тела разобщены поло-
сой дунитов шириной 50-250 м на две подзоны — западную и восточ-
ную. Западная подзона, мощностью от 120 до 200 м, включает 27 руд-
ных тел линзовидной формы, залегающих кулисообразно с крутым се-
веро-западным падением. Рудные тела сложены преимущественно
убого-редковкрапленными рудами, имеют нерезкие границы и сопро-
вождаются мощными ореолами повышенной вкрапленности хром-
шпинелидов во вмещающих дунитах. Подчиненное развитие имеют
тела средне-густовкрапленных и сплошных руд. Мощность рудных тел
изменяется от 0.2 до 11.5, протяженность — от 30 до 350 м. Восточная
подзона протяженностью до 600 и мощностью до 120 м сложена руд-
ными телами уплощенно-линзовидной, реже пластообразной формы.
Рудные тела имеют крутое северо-западное падение и склоняются на
северо-восток под углом 40-60°. Протяженность рудных тел по про-
стиранию и падению — первые сотни метров, мощность от 0.5 до
30.5 м. Контакты рудных тел резкие. Преобладают средне-густовкрап-
ленные руды (30-50 % Сг20з) при вариации от убоговкрапленных до
сплошных.
156


52 54 56 58 60 62 64
1 2 3
0 I
20-1
о
20-
ю-
52 54 56 58 60 62 64
Сг203, мас.%
Рис. 4.14. Гистограммы содержаний окиси хрома в рудных хромшпи-
нелидах месторождения Центральное. Массив Рай-Из.
А — сводная гистограмма: У, 2 — северная часть месторождения (7 — западная
подзона; 2 — восточная подзона); 3 — южная часть месторождения.
Б — по типам руд: У — сплошные и густовкрапленные, 2 — средневкрапленные,
3 — редковкрапленные, 4 — убоговкрапленные.
Южный блок опущен по отношению к северному и залегает в
гарцбургитах с линзовидно-вытянутыми телами и шлировидно-полос-
чатыми выделениями дунитов. Вытянутость дунитовых и рудных тел в
хромитоносной зоне согласна с простиранием полосчатости гарцбур-
гитов. По падению дунитовые и рудные тела занимают секущее поло-
жение к полосчатости гарцбургитов — первые имеют крутое северо-
западное падение, а полосчатость падает на юго-восток. В южном бло-
ке выявлено 28 рудных тел уплощенно-линзовидной, реже пластооб-
разной формы. Длина тел составляет 40-500 м, мощность варьирует от
0.4 до 17.9 м. Контакты рудных тел резкие. Руды по густоте вкраплен-
ности изменяются в широких пределах при преобладании густовкрап-
ленных и сплошных.
По содержанию окиси хрома в хромитовых рудах месторождения
выделяются два экстремума, отвечающие убоговкрапленным и средне-
густовкрапленным рудам (рис. 4.11). Бедновкрапленные руды преиму-
щественно развиты в западной подзоне северного блока, а богатые — в
восточной подзоне северного блока и в южном блоке. Рудные хром-
шпинелиды относятся к высокохромистому типу при модальном со-
держании 59-60 % Сг2Оз (рис. 4.14). Содержание окиси хрома в рудном
ном хромшпинелиде увеличивается при возрастании густоты вкрап-
157


ленности хромитовых руд. Два экстремума по содержанию окиси хро-
ма и густоте вкрапленности в рудах месторождения Центральное от-
ражают наложение на бедные хромитовые руды, сингенетичные вме-
щающим дунитам, богатых хромитовых руд, эпигенетичных по отно-
шению к бедновкрапленным рудам и гарцбургитам. Практическую
значимость оруденения данного класса в основном определяют тела
богатых руд.
В целом в основе локализации всех классов хромитовых руд высо-
кохромистого типа и выделения перспективных хромитоносных пло-
щадей лежат структурный и петрографический критерии.
Сравнительный анализ глиноземистого и высокохромистого типов
оруденения показал значительное их сходство. Оба типа по типоморф-
ным признакам оруденения и геологическому положению делятся на
сходные классы и группы хромитового оруденения, что может объяс-
няться подобными условиями их формирования. Действительно, оба
типа хромитового оруденения сформировались на завершающих эта-
пах развития гарцбургитового и дунит-гарцбургитового комплексов в
условиях широкого проявления сколовых деформаций, дифференциа-
ции более ранних ультрабазитов с образованием дунитов, пироксени-
тов, хромитов, а также отмечаемых только в дунит-гарцбургитовом ти-
пе ультрабазитов интенсивно истощенных гарцбургитов и габбро. Раз-
личия между двумя типами оруденения, выраженные в составе акцес-
сорных и рудных хромшпинелидов, масштабности оруденения, в со-
ставе и структуре рудовмещающих гарцбургитов и дунитов и в неко-
торых других признаках, отражают разные геодинамические обста-
новки формирования гарцбургитового и дунит-гарцбургитового типов
ультрабазитов (табл. 4.1, 4.2).
ХРОМИТЫ С ПОВЫШЕННОЙ ЖЕЛЕЗИСТОСТЬЮ
Данный тип хромитового оруденения характеризуется повышенной
железистостью хромшпинелида и локализован в верлит-дунитовой ас-
социации ультрабазитов. Хромиты с повышенной железистостью об-
разуются в результате преобразования хромитовых руд из гарцбурги-
тового и дунит-гарцбургитового комплексов и наследуют особенности
их состава и строения. С другой стороны, они приобретают характер-
ные черты, отражающие условия формирования краевого верлит-дуни-
тового комплекса.
По составу унаследованного хромшпинелида хромиты с повышен-
ной железистостью делятся на два подтипа: 1) хромиты с апоглинозе-
мистым хромшпинелидом, образовавшиеся по глиноземистым хроми-
товым рудам гарцбургитового комплекса; 2) хромиты с аповысокохро-
158


мистым хромшпинелидом, возникшие по хромитам дунит-гарцбурги-
тового комплекса.
Первый подтип хромитового оруденения проявлен в восточной
части Войкаро-Сыньинского массива, где верлит-дунитовая ассоциа-
ция ультрабазитов граничит с гарцбургитовой, вмещающей крупные
хромитопроявления глиноземистого типа (Лекхойлинское, Морковкин-
ское, Каршорское, Лагортинское и др.) [Макеев и др., 1985; Савельев,
1977]. Хромиты с повышенной железистостью локализуются в дуни-
тах верлит-дунитового комплекса преимущественно в 50-200 м от гра-
ницы с подстилающим гарцбургитовым комплексом. Оруденение име-
ет вид вытянутых субпараллельно границе с гарцбургитами зон про-
тяженностью от первых десятков до 200 м. Мощность зон составляет
от 1-2 до 20-30 м. Рудоносные зоны представлены серией многочис-
ленных вытянутых рудных тел уплощенной линзовидной, шлировид-
ной формы, разделенных полосами, линзами дунитов, несущих повы-
шенную вкрапленность хромшпинелидов в виде пятен, струйчатых,
струйчато-полосчатых выделений. Длина рудных тел составляет от
первых метров до 50-70 м, мощность изменяется от сантиметров до
первых метров. Границы тел как резкие, так и постепенные. Текстура
руд полосчатая, струйчато-шлирово-полосчатая в бедновкрапленных
разностях руд. Редко отмечается ритмично-полосчатая текстура. В
средне-густовкрапленных и сплошных рудах помимо полосчатой, шли-
рово-полосчатой текстур широко распространены пятнистая, неясно-
петельчатая, суборбикулярная текстуры. Структура руд мелкозерни-
стая с отклонениями к тонкозернистым и мелко-среднезернистым раз-
ностям.
По густоте вкрапленности хромиты изменяются в широких преде-
лах: от убого- до густовкрапленных и сплошных. Выделяются два
класса хромитоносных зон по относительному преобладанию богатых
и бедных вкрапленных руд. К первому классу относятся бедновкрап-
ленные руды с вариациями от убоговкрапленных до средне-густо-
вкрапленных руд. Преобладают убого-, редковкрапленные руды с со-
держанием окиси хрома 8-13 %. Во втором классе, при изменении руд
от убоговкрапленных до густовкрапленных и сплошных, преобладают
средне-густовкрапленные разности. Содержание окиси хрома варьиру-
ет от 10 до 34% при модальном содержании 20-30%. В богатых вкра-
пленных рудах в большинстве случаев наследуются текстурно-струк-
турные особенности первичных глиноземистых руд. Рудный хром-
шпинелид в рудах двух классов имеет сходный состав и содержит
35-42 % Сг203, 25-31 % А1203, 15-21 % FeO.
От первичных руд первый подтип хромитов с повышенной желе-
зистостью наследует глиноземистый состав хромшпинелида, текстур-
159


но-структурные особенности и частично линзовидную форму рудных
тел в средне-густовкрапленных и сплошных рудах. В процессе форми-
рования ультрабазитов верлит-дунитового типа глиноземистые руды
претерпели интенсивные деформации, перекристаллизацию, что выра-
зилось в изменении первичной морфологии и ориентировки рудных
тел, повсеместном появлении мелко-, мелко-тонкозернистой структур,
образовании струйчатой, полосчатой, шлирово-полосчатой текстур. В
целом произошло разубоживание и снижение качества руд.
Второй подтип хромистого оруденения с аповысокохромистым
хромшпинелидом широко развит в Ключевском, Верхне-Тагильском,
Верх-Нейвинском, Хабарнинском массивах [Булыкин, Андреев, 1990;
Кашин, Федоров, 1940; Луцкина, 1986; Соколов, 1948] и в западной
части Войкаро-Сыньинского массива [Макеев и др., 1985; Савельев,
1977]. Хромитовое оруденение залегает в дунитах верлит-дунитового
комплекса. Рудные тела преимущественно вытянуты вдоль границ с
подстилающим дунит-гарцбургитовым комплексом. Оруденение вто-
рого подтипа весьма изменчиво по морфологии рудных тел, густоте
вкрапленности хромитовых руд и их текстурно-структурным призна-
кам. По реликтовым типоморфным чертам высокохромистых руд во
втором подтипе оруденения с разной вероятностью восстанавливаются
три класса преобразованных высокохромистых руд: 1) бедных, 2) бога-
тых и 3) смешанных бедных и богатых хромитовых руд.
Класс бедных руд представлен в Ключевском (хромитопроявления
Светлогорское, Ревдинское, Козловское и др.) и Войкаро-Сыньинском
(хромитопроявления Высокое, Северное Высокое, Двуглавое) масси-
вах. Оруденение концентрируется в вытянутых хромитоносных зонах
протяженностью до 400-500 м, редко до 1-2 км, мощностью до десят-
ков, реже первых сот метров. Руды вместе с вмещающими породами
испытали интенсивные деформации. По вкрапленности хромшпине-
лидов в дунитах и смятию рудных тел на Ключевском массиве уста-
новлены три этапа складчатости [Щербаков, 1990]. Рудные тела имеют
линзовидную, шлировидную, полосовидную, реже гнездообразную и
жильную форму, длину по простиранию до 350, мощность до 15-20 м.
Контакты рудных тел как резкие, так и постепенные. Рудовмещающие
дуниты содержат повышенную вкрапленность хромшпинелидов в виде
струйчатых, струйчато-полосчатых выделений, пятен неправильной
формы. Текстура руд шлировая, полосчатая, струйчато-, шлирово-по-
лосчатая, редко массивная. Преобладает мелко-, мелко-тонкозернистая
структура, реже встречается мелко-среднезернистая. По густоте вкра-
пленности руды изменяются от убого- до густовкрапленных при пре-
обладающем развитии убого-редковкрапленных. Содержание окиси
хрома колеблется от 5 до 45 % при модальном содержании 6-15 %. Со-
160


став рудного хромшпинелида изменяется в значительных пределах:
50-62 % Сг203, 7-13 % А1203, 15-24 % FeO.
Класс богатых руд полно представлен в многочисленных хромито-
проявлениях Верхне-Тагильского и Верх-Нейвинского массивов. В
верлит-дунитовом комплексах этих массивов кроме дунитов присутст-
вуют также верлиты. Рудные тела залегают главным образом в дунитах
и редко в верлитах (хромитопроявления Второе Верхне-Александров-
ское, Шитовское Верх-Нейвинского массива). Оруденение представле-
но единичными рудными телами или группой сближенных параллель-
но вытянутых тел, образующих хромитоносные зоны. Размеры хроми-
тоносных зон не установлены. Рудные тела имеют линзовидную, пла-
стообразную, жилообразную, реже штокообразную форму, вытянуты
до 100-150 м при мощности 0.5-4, редко до 11-12 м. Контакты рудных
тел резкие. Иногда во вмещающих дунитах содержится повышенная
вкрапленность хромшпинелида, в таких случаях контакты рудных тел,
сложенных бедновкрапленными рудами, постепенные. По густоте
вкрапленности руды изменяются от убоговкрапленных до сплошных,
при явном преобладании средне-густовкрапленных или густовкрап-
ленных и сплошных. Текстуры руд весьма изменчивы: реликтовые —
массивная, нодулярная, бобовая, «рябчиковая»; новообразованные —
полосчатая, шлирово-полосчатая. Структуры руд мелко-, мелко-сред-
незернистые с реликтами средне-, средне-крупнозернистых. Содержа-
ние окиси хрома в руде варьирует от 8 до 51 % при модальном содер-
жании 30-40%. Рудный хромшпинелид высокохромистый и содержит
54-60% Сг203, 9-12% А1203, 14-23% FeO. В процессе наложенных
деформаций рудные тела смяты в складки и разбиты тектоническими
разрывами на блоки, смещенные друг относительно друга на различ-
ные расстояния.
Класс смешанных бедных и богатых высокохромистых руд с по-
вышенной железистостью проявлен в Хабарнинском массиве, хроми-
товые руды которого детально изучены [Кашин, Федоров, 1940]. Ору-
денение представлено хромитоносными зонами в дунитовых полях
среди пироксенитов. Хромитоносные зоны ориентированы субпарал-
лельно границам с пироксенитами, имеют протяженность до 400 и
мощность 20-50 м. Рудные тела линзовидной, реже пластообразной,
жилообразной формы вытянуты вдоль хромитоносных зон, где в ло-
кальных скоплениях кулисообразно перекрывают друг друга. Размеры
рудных тел по длине от первых до 80-90 м, по мощности — от 0.5 до
14 м. Рудоносные дуниты участками несут повышенную вкраплен-
ность хромшпинелида. Руды по густоте вкрапленности варьируют от
убоговкрапленных до сплошных. Количество убого- и редковкраплен-
ных руд в среднем составляет 50-60, средне- и густовкрапленных
1 1 — Металлогения
161


руд — 35-50, сплошных руд — до 3-4 %. Рудные тела с различной гус-
тотой вкрапленности распределены по разрезу незакономерно. Строе-
ние отдельных рудных тел сложное и характеризуется изменчивостью
густоты вкрапленности руд поперек и вдоль рудных тел. Контакты
рудных тел резкие для богатовкрапленных руд и как резкие, так и по-
степенные — для бедновкрапленных руд. Текстура руд большей ча-
стью полосчатая, реже массивная, структура мелкозернистая. Содер-
жание окиси хрома в рудах изменяется от 8 до 45 %. Рудный хром-
шпинелид высокохромистый и содержит 50-57 % Сг2Оэ, 8-13 % А1203,
17-27% FeO. По характеру разрезов хромитоносных зон, морфологии
рудных тел, соотношению руд по густоте вкрапленности, реликтовым
текстурам и высокохромистому составу рудного хромшпинелида ору-
денение Хабарнинского массива имеет большое сходство с месторож-
дением Центральное (массив Рай-Из), которое локализовано в дунит-
гарцбургитовом комплексе и относится к классу смешанных бедных и
богатых высокохромистых руд [Макеев и др., 1985; Строение, эволю-
ция..., 1990].
Анализ типоморфных признаков хромитового оруденения с повы-
шенной железистостью показывает, что при его образовании по хроми-
там мантийных ультрабазитов наследуется тип руд по составу рудного
хромшпинелида и в разной степени сохраняются черты, отражающие
класс хромитового оруденения. Локализация хромитовых руд с повы-
шенной железистостью среди довольно однородных по строению ду-
нитов не позволяет восстанавливать группы оруденения. В целом сле-
дует отметить, что процессы трансформации рудных тел при формиро-
вании верлит-дунитового комплекса приводили к частичному разубо-
живанию хромитовых руд и к некоторому снижению их качества.
Типоморфные признаки разных типов хромитового оруденения из-
меняются в широких пределах в зависимости от геолого-структурного
положения в разрезе ультрабазитов и являются чувствительными ин-
дикаторами условий формирования рудовмещающих структурно-ве-
щественных комплексов. Это позволяет использовать их не только для
целей прогнозирования хромитового оруденения, но и для решения
петрогенетических вопросов.
МЕТАМОРФИЗМ ГИПЕРБАЗИТОВ
И ХРОМИТОВЫХ РУД
Метаморфизм альпинотипных ультрабазитов имеет длительную
сложную историю и весьма разнообразен по условиям проявления.
Интенсивность метаморфизма гипербазитов изменяется в широких
162


пределах и наряду с тектоническими процессами определяет степень
сохранности хромитового оруденения.
В истории метаморфизма гипербазитов выделяются две крупные
стадии: ранняя — океаническая и поздняя — островодужная. Наибо-
лее чутким индикатором названных двух стадий является поведение
магнетита: в метаморфических парагенезисах ранней стадии магнетит
отсутствует, в равновесии с силикатами остается хромшпинелид; в
позднюю стадию метаморфизм характеризуется появлением равновес-
ного магнетита, хромшпинелид либо растворяется, либо магнетитизи-
руется [Строение, эволюция, 1990; Чащухин и др., 1986; Штейнберг,
Чащухин, 1981].
Метаморфизм ранней стадии носил регрессивный характер, прояв-
лен во всем объеме гипербазитов и делится на два этапа. Первый, без-
водный или маловодный этап протекал преимущественно в мантии и
характеризует приспособление высокотемпературных минеральных
парагенезисов к охлаждению гипербазитов при их подъеме. Второй
этап выразился в массовой петельчатой серпентинизации ультрабази-
тов на коровом уровне в океанических условиях. В проявлении мета-
морфизма ранней стадии выделены следующие равновесные мине-
ральные ассоциации:
1) оливин + Са-содержащий ортопироксен + диопсид + хромшпи-
нелид;
2) оливин + малокальциевый ортопироксен + тремолит + хромшпи-
нелид;
3) петельчатый лизардит + брусит + когенит (?) + хромшпинелид.
Первые две ассоциации относятся к первому этапу, третья — ко
второму этапу метаморфизма.
Первая ассоциация образовалась в мантии в условиях снижения
температуры, характеризуется структурами распада — выделение ла-
мелей диопсида в крупных зернах ортопироксена — и перекристалли-
зацией краевых частей крупных зерен ортопироксена в агрегат мелких
зерен энстатита, диопсида и ксеноморфного хромшпинелида. Мелкие
зерна энстатита и краевые зоны крупных кристаллов ортопироксена
отличаются от ядерных частей последних низким содержанием А1, Сг,
Са [Савельева, 1987; Савельева, Степанов, 1979]. Вторая ассоциация
отличается от первой исчезновением диопсида и появлением тремоли-
та в условиях подъема гипербазитов в водосодержащие горизонты.
Процесс замещения диопсида тремолитом сопровождается дальней-
шим обеднением зерен ортопироксена кальцием.
Ранняя стадия метаморфизма гарцбургитов и дунитов завершается
образованием третьей минеральной ассоциации. Степень серпентини-
зации в различных массивах весьма изменчива: от низкой в полярно-
163


уральских массивах до 80-100% в Кемпирсайском массиве. С глуби-
ной степень серпентинизации закономерно понижается. Устойчивость
хромшпинелида и отсутствие магнетита в продуктах ранней серпенти-
низации объясняют отрицательный спокойный характер магнитного
поля над петельчато-серпентинизированными гипербазитами.
Ненарушенность хромшпинелида и его равновесность с силиката-
ми в метаморфических минеральных ассоциациях обусловлена восста-
новительными условиями метаморфизма гипербазитов ранней стадии.
Метаморфизм поздней стадии имеет длительную многоэтапную
историю, по интенсивности изменяется от амфиболитовой до зеленос-
ланцевой фаций. Степень метаморфизма понижается от ранних этапов
к поздним, что отражает последовательность выдвижения офиолито-
вых блоков из нижних частей литосферы к поверхности. В проявлении
метаморфизма поздней стадии выделяются следующие равновесные
минеральные ассоциации [Макеев, 1992; Строение, эволюция..., 1990;
Чащухин и др., 1986]:
1) оливин + свободный от Са, А1, Сг энстатит + тремолит + клино-
хлор + магнетит + магнезит;
2) оливин + тремолит + клинохлор + магнетит;
3) оливин + тальк + тремолит + клинохлор + магнетит;
4) оливин + тальк + тремолит + пеннин + магнетит;
5) оливин + антигорит + тремолит + магнетит;
6) оливин + антигорит + диопсид + магнетит;
7) антигорит + брусит + гидродиопсид (Са-гидрогранат) + магнетит;
8) антигорит (лизардит) + магнетит.
Наиболее полно и интенсивно, в несколько этапов, охватывая до
50-80% площади, метаморфизм поздней стадии развит в полярно-
уральских гипербазитовых массивах. В более южных районах Урала
он проявился значительно менее интенсивно и не повсеместно.
Первые четыре средне-высокотемпературные ассоциации опреде-
ляют зональный метаморфизм на границах наиболее крупных текто-
нических блоков гипербазитовых массивов [Строение, эволюция...,
1990]. Центральные части участков зонального метаморфизма харак-
теризуются завершенностью метаморфических процессов, проявлени-
ем интенсивного течения вещества с образованием в апогарцбургито-
вых породах линейной, планпараллельной (энстатит-оливиновые, оли-
вин-энстатитовые породы) или гнейсовидной и сланцеватой текстур
(тремолит-оливиновые, тальк-тремолит-оливиновые породы). По смя-
тию ориентированных текстур устанавливается сложная пликативная
дислоцированность пород. Дуниты превращены в мелко-, мелко-сред-
незернистые оливиниты и сохраняются в виде будин. Хромшпинелиды
в метаморфитах осевых зон растворяются с образованием хроммагне-
164


тита и магнетита. Реликтовые зерна хромшпинелида приобретают со-
став феррихромита и характеризуются глубокой степенью перекри-
сталлизации, отсутствием зональности. Хром, алюминий и магний,
выделившиеся из хромшпинелидов, концентрируются в хлорите. Для
оливина и ортопироксена характерны снижение железистое™ и потеря
изоморфных примесей. Оливины имеют наименьшее по сравнению с
другими ассоциациями содержание железа (Fa = 5-7%), а ортопирок-
сены — железа (Fs = 5-7%), глинозема (<0.02%), извести (до 0.2%),
окиси хрома (<0.01%). Внутренние зоны метаморфизма отчетливо
проявляются в магнитном поле, где формируют интенсивные, резко-
дифференцированные линейные аномалии.
Во внешних частях зонального метаморфизма интенсивность ме-
таморфических процессов понижается. Они приобретают незавершен-
ный характер. В метаморфитах слабее проявлены или отсутствуют де-
формационные текстуры (гнейсовидная, сланцеватая), сохраняются
реликтовые минеральные ассоциации, достаточно легко восстанавли-
ваются первичные соотношения дунитов и гарцбургитов. Дуниты при-
обретают неравномернозернистое средне-гигантозернистое строение.
Метаморфизм хромшпинелидов выражается в зональном изменении
состава от субферриалюмохромита в ядерных частях зерен до практи-
чески безглиноземистого железистого феррихромита-хроммагнетита
на периферии. Магнитное поле над внешними зонами спокойное, ти-
пичны отрицательные значения малой интенсивности.
Пятая и шестая ассоциации входят в состав апогарцбургитовых
оливин-антигоритовых пород, для которых Г. Н. Савельевой [1977]
предложен термин «войкариты». Формирование этих пород происхо-
дило в условиях более низкотемпературного этапа метаморфизма, ко-
торый проявился в основном на стыке тектонических пластин и блоков
гипербазитов или в участках значительного площадного их рассланце-
вания. Различаются массивная и сланцеватая разновидности оливин-
антигоритовых пород. Первая, для которой существует название «шту-
бахит», содержит тремолит и сложена полигональными зернами оли-
вина с хорошо выраженной спайностью. По спайности развит подчер-
кивающий ее тонкопластинчатый антигорит, не выходящий за пределы
зерен оливина. Сланцеватые оливин-антигоритовые породы распро-
странены очень широко, они отличаются появлением новообразован-
ного диопсида. Дуниты среди войкаритов приобретают неравномерно-
гигантозернистое строение. Плотность дунитов на 0.05-0.1 г/см3 выше
плотности войкаритов, что объясняется перераспределением воды из
дунитов в оливин-антигоритовые породы.
Войкариты содержат повышенное (до 1.0-1.3 %) количество маг-
нетита. Акцессорный хромшпинелид практически повсеместно мета-
165


морфизуется, что выражается в повышении его железистое™ и магне-
титизации. В ядерных частях хромшпинелид представлен субферриа-
люмохромитом. В направлении краев зерен увеличивается желези-
стость и уменьшается содержание глинозема. Ядра хромшпинелида
окружены каймами магнетита. Мелкие зерна хромшпинелида целиком
замещаются хроммагнетитом и магнетитом. Стрессовые напряжения,
сопровождающие образование оливин-антигоритовых пород, приводят
к деформациям, дроблению зерен хромита, что усиливает процесс их
метаморфического преобразования. Аналогичным образом но менее
интенсивно метаморфизуются хромшпинелиды из дунитовых тел сре-
ди войкаритов. В оливин-антигоритовых породах заметно повышается
железистость оливина (до 11.5 %), что вызвано перераспределением
железа между оливином и антигоритом (f=5-8 %).
Седьмая ассоциация характеризует брусит-антигоритовые серпен-
тиниты, которые развиты вдоль контактов гипербазитовых тел, в част-
ности, наиболее широко распространены вдоль зон надвигов.
Восьмая ассоциация слагает антигоритовые, лизардитовые серпен-
тиниты. Их развитие контролируется крупными тектоническими раз-
рывами. Содержание магнетита в брусит-антигоритовых, антигорито-
вых и лизардитовых серпентинитах изменяется в пределах от долей
процента до 12-14%, поэтому в магнитном поле им отвечают высоко-
положительные аномалии дифференцированного характера. Хром-
шпинелид метаморфизуется с образованием по краям зерен промежу-
точной каймы хроммагнетита и внешней магнетитовой каймы [Строе-
ние, эволюция..., 1990; Царицын, 1969]. Ширина кайм и степень заме-
щения хромшпинелида зависят от размера зерен и их дробления.
Рассматривая в целом метаморфизм поздней стадии, можно отме-
тить, что снижение железистое™ сосуществующих силикатов, раство-
рение хромшпинелида и образование магнетита указывают на окисли-
тельную обстановку метаморфических процессов. В отличие от мета-
морфизма ранней стадии, который носил регрессивный изохимиче-
ский характер, метаморфизм поздней стадии является прогрессивным
и большей частью сопровождался изменением химизма гипербазитов.
Продукты завершенных процессов зонального метаморфизма характе-
ризуются устойчивым снижением содержаний А120з, СаО, увеличени-
ем отношения RO/SiC>2. Изменение химизма пород подтверждается об-
разованием жил энстатититов, актинолититов. В большей мере хими-
ческий состав пород сохраняется в условиях слабого проявления де-
формаций и низкой степени завершенности метаморфических процес-
сов. Для оливин-антигоритовых пород установлен разброс содержаний
отдельных элементов, что может быть объяснено локальной диффе-
ренциацией вещества в процессе метаморфизма при сохранении сред-
166


него состава в целом. Продукты поздних этапов метаморфизма — бру-
сит-антигоритовые и антигоритовые серпентиниты — резко отличают-
ся от других метаморфитов повышенным содержанием нормативных
пироксенов, что указывает на снижение при метаморфизме отношения
RO/Si02.
Таким образом, восстановление нормативного минерального со-
става первичных гипербазитов и их петрохимических особенностей по
химическому составу метаморфитов поздней стадии должно прово-
диться крайне осторожно.
В областях широкого развития гранитоидного магматизма, в зонах
взаимодействия с вмещающими породами гипербазиты испытывают
разнообразные гидротермально-метасоматические изменения — сер-
пентинизации), хлоритизацию и оталькование, лиственитизацию. Эти
процессы завершаются образованием серпентинитов лизардитового,
антигоритового, хризотилового состава, серпентин-тальковых, серпен-
тин-хлоритовых, тальковых, тальк-хлоритовых, карбонат-хлоритовых,
тальк-карбонатных, тальк-кварц-карбонатных, кварц-карбонатных (с
фукситом) пород и детально изучены в работах [Сазонов, 1978;
Штейнберг, Чащухин, 1977]. При всех этих процессах хромшпинелид
растворяется и замещается хроммагнетитом, магнетитом. Хром, глино-
зем и магний из хромшпинелида выносятся и входят в состав хлорита,
серпентина, талька, фуксита. При условии, если породы не подверже-
ны интенсивному тектоническому дроблению, в ядрах рудных зерен
обычно сохраняется хромшпинелид. Магнетитовые каймы вокруг
хромшпинелида в минеральных ассоциациях с карбонатом, как прави-
ло, растворяются [Царицын, 1969].
Важным является вопрос сохранности хромитовых руд при мета-
морфических и метасоматических процессах гипербазитов. С. В. Моска-
лева [1974] рассматривала метаморфизм хромитовых руд наряду с тек-
тоническим дроблением главнейшим фактором прогноза хромитонос-
ности территории, предполагая, что при интенсивном проявлении этих
факторов хромитовые концентрации разубоживаются и уничтожаются.
Опыт изучения хромитового оруденения в гипербазитах различных
стадий и ступеней метаморфизма показал, что рудные и акцессорные
хромшпинелиды метаморфизуются сходным образом. Вместе с тем,
установлено принципиальное различие в характере метаморфизма ак-
цессорных и рудных хромшпинелидов, которое заключается в разной
степени завершенности метаморфических процессов [Строение, эво-
люция..., 1990]. Для хромитовых руд показано, что при слабой текто-
нической раздробленности степень завершенности метаморфизма
хромшпинелидов сильно снижается при увеличении густоты вкрап-
ленности хромитовых руд и размеров рудных тел.
167


Слабее, чем акцессорные хромшпинелиды, но достаточно интен-
сивно метаморфизуются убоговкрапленные руды (10-30% хромшпи-
нелидов). Хромшпинелид в них превращается в субферрихромит, суб-
ферриалюмохромит, ферриалюмохромит. При увеличении густоты
вкрапленности, начиная с редко-средневкрапленных руд, степень ме-
таморфизма существенно понижается. Метаморфизм средне-густов-
крапленных и сплошных руд выражается в незначительном повыше-
нии железистое™, при этом руды сохраняют свои промышленные
свойства.
Степень метаморфизма рудных тел богатовкрапленных руд сильно
понижается в телах мощностью 0.5-1.0 м и более. В крупных телах
богатых руд глубокому метаморфизму подвергаются, как правило,
краевые части тел, сложенные бедновкрапленными рудами. В целом
при высокой степени метаморфизма происходит потеря промышлен-
ных качеств руд в шлировых выделениях среди дунитов, в телах убо-
говкрапленных руд и в узкой краевой зоне крупных тел богатовкрап-
ленных руд. В остальных случаях руды сохраняют свой состав в усло-
виях интенсивного метаморфизма. В качестве примера хорошей со-
хранности руд при метаморфизме можно привести месторождение
Центральное (массив Рай-Из), которое залегает в центральной части
участка зонального метаморфизма второго этапа [Строение, эволюция,
1990]. Метаморфизм руд выразился в повышении железистое™, при
этом содержание окиси хрома в хромшпинелиде сохранилось на уров-
не 53-63 % для всех типов руд по густоте вкрапленности при модаль-
ном значении 59-60% (рис. 4.14).
Аналогичные закономерности отмечены для хромитовых тел в зо-
нах гидротермально-метасоматических изменений гипербазитов [Ка-
шин, 1937; Сазонов, 1978]. Кайма магнетитизации в хромитовых телах
при этих процессах обычно не превышает 20-30 см. Крупные хроми-
товые тела, а также их магнетитовые оторочки сохраняются не только
в антигоритовых серпентинитах, но и в замещающих их тальк-карбо-
натных породах.
Степень метаморфизма хромитовых руд резко возрастает при ин-
тенсивном тектоническом дроблении рудных тел. Рудный хромшпине-
лид в этих условиях замещается магнетитом и хлоритом, руда теряет
промышленные свойства.
ПОИСКОВЫЕ ПРИЗНАКИ ХРОМИТОПРОЯВЛЕНИЙ
Поисковые признаки хромитопроявлений (ППХ) прямо или кос-
венно указывают на наличие рудных тел, выходящих на поверхность
или залегающих на глубине. ППХ позволяют обнаружить отдельные
168


рудные тела, группы тел или выделить перспективные участки для по-
становки детальных поисковых работ. Многие визуально наблюдаемые
ППХ могут быть установлены на любой стадии геологоразведочного
процесса, включая мелкомасштабные региональные исследования.
Решающее значение поисковые признаки приобретают при детальных
геокартировочных и поисковых работах.
ППХ делятся на прямые и косвенные (табл. 4.8).
Прямыми поисковыми признаками называются геологические фак-
ты, непосредственно указывающие на присутствие хромитопроявле-
ний. К ним относятся:
1) коренные выходы рудных тел;
2) элювиально-делювиальные развалы обломков хромитовых руд;
3) ореолы рассеянных хромшпинелидов в элювиально-делювиаль-
ных отложениях склонов и водоразделов;
4) повышенная вкрапленность хромшпинелидов в дунитах;
5) мелкие тела богатовкрапленных и сплошных хромитов в дуни-
товых телах среди гарцбургитов;
6) следы старых горных выработок с остатками хромитовых руд.
Хромшпинелид принадлежит к минералам, весьма стойким в ги-
пергенных условиях, поэтому богатые хромитовые руды подвергаются
преимущественно физико-механическому разрушению. При выветри-
вании вкрапленных руд продукты разрушения химически неустойчи-
вого силикатного цемента выносятся за пределы рудных залежей, руды
при этом дезинтегрируются. В зоне гипергенеза хромитовые руды хо-
рошо сохраняются в арктических широтах и хуже в экваториальных
областях, где активно проявляется химическое выветривание.
Наиболее успешно первые два прямых ППХ используются в обна-
женных районах с расчлененным рельефом и широким развитием ко-
ренных выходов и открытых свалов. С их помощью на Урале, в Алтае-
Саянской области и других регионах открыты многие перспективные
рудопроявления и месторождения.
По рудным выходам можно определить качество руд, а также в той
или иной мере элементы залегания, морфологию и размеры рудных
тел, их положение в геологических структурах.
Важным поисковым признаком, который лежит в основе валунно-
обломочного метода поисков, являются крупнообломочные механиче-
ские ореолы рассеяния обломков хромитов. На водоразделах элюви-
альные развалы рудных обломков залегают практически in situ, в ка-
кой-то мере наследуя в плане форму и размеры разрушенных рудных
тел. На склонах делювиальные крупнообломочные ореолы имеют фор-
му треугольного или трапециевидного веера, который расширяется
вниз по склону от коренного источника. Размеры этого веера составля-
169


Способ выявления (1)
и оценки (2) ППХ
1. Визуальные наблюдения
2. Прослеживание рудного те-
ла геолого-геофизическими
методами и горными
выработками
1. Визуальные наблюдения и
прослеживание веера обломков
вверх по склону
2. Вскрытие горными выра-
ботками
1. Площадное шлиховое
опробование склонов и
водоразделов и установление
местоположения коренного
ист&нВвкрытие его горными вы-
работками
1. Визуальные наблюдения
2. Установление предполагае-
мых рудных тел геолого-
геофизическими методами и
вскрытие горными выработками
и буровыми скважинами
Ограничения
ППХ
Мелкие жилы в
гарцбургитах и шлиры
хромитов в дунитах,
имеющие минералоги-
ческий интерес
Глубокоэродиро-
ванные рудные тела
Тоже
Неоднозначность
ППХ: повышенная
вкрапленность хром-
шпинелидов в дунитах
может не сопровож-
даться рудными тела-
ми
Информативность
ППХ
Оценка геологической
позиции, условий залега-
ния, морфологии и раз-
меров рудных тел, каче-
ства руд
Оценка примерного
местоположения рудных
тел, качества руд
Оценка примерного
местоположения рудных
тел, состава рудного
хромшпинелида
Прогноз погребенных
и скрытых рудных тел
бедновкрапленных руд в
дунитах
Условия проявления
ППХ
Обнаженные рай-
оны, расчлененный
рельеф, умеренное вы-
ветривание
Тоже
Слабообнаженные
районы, умеренно-
расчленненый рельеф,
достаточно интенсив-
ное выветривание
В средних и круп-
ных дунитовых телах
гарцбургитового и ду-
нит-гарцбургитового
СВК
Поисковый
признак
1. Коренные
выходы рудных
тел
2. Элювиально-
делювиальные раз-
валы рудных об-
ломков
3. Ореолы рас-
сеяния хромшпи-
нелидов в элюви-
ально-делюви-
альных отложени-
ях
4. Повышенная
вкрапленность
хромшпинелидов в
дунитах


Способ выявления (1)
и оценки (2) ППХ
Тоже
1. Визуальные наблюдения
2. Установление положения
рудных тел геолого-геофизичес-
кими методами и вскрытие гор-
ными выработками и буровыми
скважинами
1. Выделение аномалий гео-
физических полей предполагае-
мой рудной природы
2. Заверка природы аномалий
геологическими маршрутами,
горно-буровыми работами
1. Визуальные наблюдения,
выделение по геохимическим
особенностям
2. Вскрытие рудного тела гор-
ными выработками, буровыми
скважинами
Ограничения
ППХ
Неоднозначность
ППХ: мелкие тела
хромитов могут не со-
провождать крупные
рудные залежи
Полная задерно-
oonnucib нарыл 1 ир-
НЫХ выработок
Небольшие размеры
и глубокое залегание
рудных тел, резкая
дифференциация пет-
рофизических свойств
рудовмещающих пород
Небольшая мощ-
ность зон околорудных
дунитов
Информативность
ППХ
Прогноз погребенных
и скрытых рудных тел
богатых хромитовых руд
в прилегающих частях
хромитоносной зоны
Оценка площадного
развития оруденения, ка-
чества руд, отчасти усло-
вий залегания и морфо-
логии рудных тел
Прогноз скрытых и
погребенных рудных тел
крупного размера или
группы сближенных
мелких рудных тел
Указывает на близкое
присутствие рудного те-
ла (групп рудных тел)
Условия проявления
ППХ
В насыщенных ду-
нитами хромитонос-
ных зонах среди гарц-
бургитов гарцбургито-
вого и дунит-
гарцбургитового СВК
Старые горноруд-
ные районы
Достаточно контра-
стные различия петро-
физических свойств
хромитовых руд и
вмещающих гиперба-
зитов
На границе с тела-
ми богатых вкраплен-
ных и сплошных руд
имеют мощность до
первых метров
Поисковый
признак
5. Мелкие тела
средне-, густов-
крапленных и
сплошных хроми-
тов в дунитовых
телах среди гарц-
бургитов
6. Следы ста-
рых горных выра-
боток с остатками
хромитовых руд
1. Геофизиче-
ские (аномалии
геофизических по-
лей)
2. Околорудные
дуниты светло-
зеленой окраски
н
энннэяэо)!


Способ выявления (1)
и оценки (2) ППХ
1. Визуальные наблюдения и
минералогические исследования
2. Вскрытие рудных тел гор-
ными выработками, буровыми
скважинами
1. Дешифрирование аэрофо-
томатериалов и визуальные на-
блюдения
2. Вскрытие рудного тела
горными выработками
Ограничения
ППХ
Неоднозначность
ППХ: зоны сульфид-
ной минерализации
пространственно не
всегда связаны с хро-
митовыми телами
Неоднозначность
ППХ: зоны проседания
образуются и над зо-
нами тектонического
дробления пород
Информативность
ППХ
Прогноз погребенных
и скрытых рудных тел
вблизи развития зон
сульфидной минерализа-
ции
Прогноз рудных тел,
перекрытых рыхлыми
отложениями
Условия проявления
ППХ
В дунитах хроми-
тоносных зон вблизи
(метры-десятки мет-
ров) от рудных тел бо-
гатых высокохроми-
стых руд
Расчлененный рель-
еф, умеренное вывет-
ривание, выход рудно-
го тела под чехлом
рыхлых отложений
Поисковый
признак
3. Зоны суль-
фидной
минерализации
4. Геоморфоло-
гический (зоны
проседания над
рудными залежа-
ми)
Э1ЧННЭ8ЭО)!
172
ют десятки-сотни метров, что
благоприятствует успешному
применению валун но-обломоч-
ного метода поисков. Коренные
источники макроореолов вскры-
ваются горными выработками
после определения их местопо-
ложения. Надо иметь в виду, что
верхние головные части механи-
ческих ореолов рассеяния об-
ломков руд нередко бывают сме-
щены вниз по склону от рудных
тел на некоторое расстояние.
Наиболее благоприятны для раз-
вития и сохранения делювиаль-
ных ореолов склоны средней
крутизны (единицы-первые де-
сятки градусов). На крутых скло-
нах веер обломков узкий, сильно
вытянутый, нередко прерывис-
тый. На пологих склонах, в ус-
ловиях значительного развития
рыхлых отложений, обнаружение
рудных обломков и их просле-
живание вверх по склону затруд-
нено. В районах со сглаженными
формами рельефа при интенсив-
ном физико-химическом вывет-
ривании и сильной дезинтегра-
ции хромитовых руд важное по-
исковое значение имеют ореолы
рассеяния хромшпинелидов в
элювиально-делювиальных от-
ложениях водоразделов и скло-
нов. На площадях развития
гипербазитов хромшпинелид в
шлихах присутствует повсемест-
но, на участках выхода рудных
тел его концентрация резко по-
вышена (весовые количества). О
близости рудных залежей может
также свидетельствовать и круп-


ный (более 0.1-0.5 мм) размер зерен хромшпинелида в шлихах. При-
менение шлихового метода при поисках хромитовых руд эффективно в
районах с мощностью элювиально-делювиальных отложений в первые
метры. Шлиховые ореолы, подобно делювиальным развалам хромито-
вых руд, имеют на склонах веерообразную форму. Коренной источник
ореола рассеяния хромшпинелида вскрывается горными выработками.
В гарцбургитовом комплексе повышенная вкрапленность хром-
шпинелидов (3-10%) развита в основном в мелких дунитовых телах.
Крупные дунитовые тела обычно не содержат повышенной вкраплен-
ности, и только в апофизах этих тел, переходящих в линейные хроми-
тоносные зоны, залежи бедновкрапленных глиноземистых хромитовых
руд сопровождаются повышенной вкрапленностью хромшпинелидов
во вмещающих породах (западная часть рудопроявления Лекхойлин-
ского на Войкаро-Сыньинском массиве).
В дунит-гарцбургитовом комплексе мелкие дунитовые тела не со-
держат повышенной вкрапленности хромшпинелидов, а для крупных
дунитовых тел она характерна и развита в центральных частях дуни-
товых тел или апофизах, от которых отходят хромитоносные зоны. В
центральных частях крупных дунитовых тел повышенная вкраплен-
ность сопровождает рудные тела класса бедновкрапленных высоко-
хромистых руд (рудопроявления Полойшорское II, Юго-Западное III на
массиве Рай-Из) [Макеев и др., 1985; Строение, эволюция..., 1990]. В
апофизах крупных дунитовых тел, вмещающих руды смешанного
класса бедных и богатых руд, повышенная вкрапленность хромшпине-
лидов в дунитах изучена на месторождении Центральное массива Рай-
Из. Наиболее интенсивно повышенная вкрапленность развита в запад-
ной подзоне месторождения, сложенной преимущественно бедновкра-
пленными рудами (рис. 4.15). Наибольшую ширину, до 300-400 м, ду-
ниты с повышенной вкpaплeннocfью хромшпинелидов имеют в север-
ной, наиболее широкой части хромитоносной зоны. В южном направ-
лении, при сужении дунитовой апофизы, зоны повышенной вкраплен-
ности хромшпинелидов сокращаются и образуют линзы, полосы, со-
гласные с падением рудных тел.
При оценке данного ППХ следует иметь в виду, что вероятность
выявления рудных тел выше для более мощных зон повышенной вкра-
пленности хромшпинелидов (десятки-сотни метров).
Для месторождений богатых высокохромистых руд Южно-Кем-
пирсайской группы показано, что в околорудных дунитах хромитонос-
ной зоны содержатся маломощные (0.5-1.0 м) шлиры вкрапленных руд
и тонкие (1-10 см) жилы и прожилки густовкрапленных хромитов. Та-
кие рудные обособления сопровождают крупные рудные тела, иногда
удалены от последних на 50-100 м и более [Павлов, Соколов, 1963].
173


Рис. 4.15. Размещение дунитов с повышенной вкрапленностью хром-
шпинелидов в геологическом разрезе северного блока месторождения
Центральное. Массив Рай-Из.
1 — гарцбургиты со шлирово-полосчатыми выделениями дунитов; 2, 4 — дуниты:
2 — с акцессорной вкрапленностью хромшпинелидов, 4 — с повышенной вкрапленно-
стью хромшпинелидов; 3 — хромитовые тела и их номера: а — сплошные и средне-,
густовкрапленные руды, б — убого-, редковкрапленные руды; 5 — шлирово-
прожилковые скопления хромшпинелидов; б — тектонические разрывы; 7 — геологи-
ческие границы.
При отработке крупных месторождений Южно-Кемпирсайской группы
установлено, что рудные тела имеют изменчивую форму очень слож-
ной конфигурации с маломощными ответвлениями от основного руд-
ного тела [Комплексные геофизические..., 1986]. Таким образом, от-
дельные мелкие хромитовые тела и ответвления от крупных рудных
тел сложной формы, встреченные при поисковых работах в пределах
хромитоносной зоны, могут служить указанием на возможное близкое
присутствие крупного хромитового тела. Для данного ППХ оправдан
старательский принцип — ищи руду возле руды.
Старые горные выработки, пройденные ранее с целью выявления и
добычи хромитовых руд, в изобилии сохранились в таких горно-
рудных районах, как Средний и Южный Урал. По ним можно оценить
площадное развитие оруденения, вероятное положение хромитонос-
ных зон, изучить качество руд и отчасти условия залегания и морфоло-
174


гию рудных тел. Поскольку месторождения в прошлом отрабатыва-
лись преимущественно до глубин в первые метры, редко в первые де-
сятки метров, потенциальные запасы хромитового оруденения на глу-
бине далеко не исчерпаны, и в ряде случаев необходимо доизучение
старых горнорудных районов.
Косвенными поисковыми признаками являются геологические
факты, в районе проявления которых возможно обнаружение рудных
тел. В совокупности с другими данными они позволяют выделять пер-
спективные участки для постановки детальных поисковых работ. К
косвенным ППХ принадлежат:
1) геофизические признаки (аномалии геофизических полей);
2) околорудные дуниты светлой яблочно-зеленой окраски;
3) зоны сульфидной минерализации;
4) геоморфологический признак (зоны проседания рельефа над
рудными залежами).
Геофизические ППХ являются важнейшими из косвенных призна-
ков и детально рассмотрены в работах [Комплексные геофизические...,
1986; Поиски, разведка..., 1987]. В основе геофизических поисковых
признаков лежит аномальный характер физических полей, создавае-
мый рудными телами или группой сближенных рудных тел, а в от-
дельных случаях рудовмещающими ультрабазитами. В зависимости от
особенностей геологического строения ультрабазитов в качестве гео-
физического ППХ могут быть приняты или аномалия одного физиче-
ского поля, или комплекс аномалий нескольких физических полей, до-
полняющих друг друга.
Наиболее информативны гравитационные аномалии; интенсив-
ность, форма и размеры таких аномалий находятся в определенной
функциональной зависимости от размеров, формы и условий залега-
ния хромитовых залежей. Плотность вмещающих гипербазитов изме-
няется в пределах 3.3-2.4 г/см3 в зависимости от степени серпентини-
зации. Процессы высоких ступеней динамотермального метаморфиз-
ма, проявившиеся в локальных зонах, приводили к увеличению плот-
ности пород вплоть до значений, установленных для неизмененных
ультрабазитов. Плотность хромитовых руд зависит от содержания
хромшпинелидов, степени и характера изменения силикатного цемен-
та и тектонического дробления. Для хромитовых руд Кемпирсайского
массива, залегающих в сильносерпентинизированных гипербазитах,
плотность изменяется в пределах 2.5-4.2 г/см3 при среднем значении
3.54 г/см3. Для массива Рай-Из, с характерными для него низкой сте-
пенью серпентинизации пород и широким развитием многоэтапного
прогрессивного метаморфизма, плотность хромитовых руд имеет бо-
лее высокие значения и варьирует от 2.8 до 4.35 г/см3 (рис. 4.16). На-
175


Рис. 4.16. Гистограмма плотности хромитовых руд массива Рай-Из
(361 определение).
1-5 — типы руд: У — сплошные, 2 — густовкрапленные, 3 — средневкрапленные,
4 — редковкрапленные, 5 — убоговкрапленные.
ложенные на ультрабазиты вторичные процессы приводят также к из-
менению цемента руд, поэтому избыточная плотность хромитовых руд
относительно вмещающих пород в слабоизмененных гипербазитах
(0.15-1.1 г/см3) незначительно отличается от таковой в сильносерпен-
тинизированных ультрабазитах (0.15-1.4 г/см3). Локальные гравитаци-
онные аномалии над рудными объектами изменяются от 1-2 мкм/с2
над мелкими или глубокозалегающими до 15-20 мкм/с2 над крупными
близповерхностными рудными телами. При неглубоком (до 50 м) зале-
гании рудных тел характер аномалий отражает особенности их морфо-
логии. При совмещении нескольких тел, сближенных на расстояние,
соизмеримое с глубиной их залегания, в гравитационном поле прояв-
ляется суммарный эффект от этих тел.
Прогноз хромитовых месторождений по аномалиям гравитацион-
ного поля весьма эффективен для крупных или неглубокозалегающих
рудных тел. Уникальные по размерам залежи хромитовых руд извест-
ны только на Кемпирсайском массиве. На других гипербазитовых мас-
сивах Урала размерность рудных тел значительно уступает кемпирсай-
ским. Установление «рудной» природы гравитационных аномалий над
176


Рис. 4.17. Распределение логарифмов магнитной восприимчивости
хромитовых руд массива Рай-Из (558 определений). Значения экстремумов в
10"5ед. СИ.
1-5 — типы хромитовых руд: У — сплошные, 2 — густовкрапленные, 3 — среднев-
крапленные, 4 — редковкрапленные, 5 — убоговкрапленные.
такими небольшими рудными объектами далеко неоднозначно и осо-
бенно затруднено в массивах с широко проявленными метаморфиче-
скими процессами высоких ступеней, многочисленными рвущими те-
лами габброидов и гранитоидов, интенсивной разрывной тектоникой и
расчлененным рельефом.
Использование магнитных аномалий в качестве самостоятельного
поискового признака возможно только при неглубоком (до 10 м) зале-
гании рудных тел. Последние фиксируются обычно отрицательными
магнитными аномалиями на фоне знакопеременного магнитного поля
вмещающих пород. При малой мощности рудных тел хромитовые ру-
ды, особенно их бедновкрапленные разности, в зонах метаморфизма
магнетитизируются и приобретают повышенную магнитную воспри-
имчивость (рис. 4.17). Над такими телами магнитное поле будет иметь
положительный характер и не будет отличаться от поля над ультраба-
зитами. Микромагнитной съемкой на контактах рудных тел нередко
фиксируются узкие положительные пики с интенсивностью в несколь-
12 — Металлогения
177


ко раз выше фоновых значений магнитного поля. Появление пиков вы-
звано наличием тонкораспыленного магнетита в приконтактовых зонах
дробления и интенсивной серпентинизации. Мощность таких зон не-
большая и составляет доли метра или первые метры. Аномальные пи-
ки над зонами приконтактовых изменений позволяют прослеживать
неглубокозалегающие рудные тела.
Применение сейсморазведки для обнаружения хромитовых тел ос-
новано на понижении в рудах в среднем на 1.5 км/с Vp — скорости
распространения сейсмических волн, повышении в 2-5 раз затухания
сейсмических и акустических колебаний. Неизмененные ультрабазиты
с плотностью 3.2-3.3 г/см3 характеризуются высокой скоростью рас-
пространения упругих волн (7.4-8.1 км/с). По мере снижения плотно-
сти в результате усиления серпентинизации гипербазитов скорость
уменьшается до 4.7-6.5 км/с. Хромиты отличаются от неизмененных
ультрабазитов пониженными (до 3.0-4.0 км/с) скоростями распростра-
нения упругих волн, что, вероятно, связано с их повышенной пористо-
стью, а также наложенными процессами метаморфизма и трещинова-
тостью. Коэффициент звукопоглощения в хромитовых рудах увеличен
в 2-4 раза по сравнению с вмещающими ультрабазитами. Комплекс
наземных сейсмических и скважинных акустических методов позволя-
ет в благоприятных геологических условиях локализовать хромитовые
залежи, определять их морфологию, коррелировать рудные подсечения
по скважинам. Сейсморазведка помогает отбраковывать гравитацион-
ные аномалии нерудной природы, вызванные неровностями рельефа
коренных пород, кровли и подошвы ультрабазитов, плотностными не-
однородностями разреза.
Несмотря на множество факторов, определяющих строение физи-
ческих полей над альпинотипными гипербазитами, сочетание локаль-
ных положительных гравитационных аномалий с отрицательными
магнитными и сейсмическими позволяет говорить об их возможной
рудной природе.
Околорудные дуниты служат хорошим поисковым признаком
высокохромистых богатовкрапленных хромитовых руд благодаря свет-
лой фисташковой, яблочно-зеленой окраске на более темном фоне
вмещающих гипербазитов. В отличие от дунитов, удаленных от
рудных тел, околорудные дуниты обладают повышенной магнезиаль-
ностью, которая наследуется продуктами пострудных гидротермаль-
ных и гипергенных процессов. При ранней серпентинизации по ним
развиваются бруситсодержащие серпентиниты, а в гипергенных усло-
виях брусит замещается пироауритом, который и придает породе свет-
ло-зеленую окраску [Поиски, разведка..., 1987]. Мощность дунитовых
оторочек составляет первые дециметры, реже первые метры. Для
178


маломощных рудных тел ширина дунитовых оторочек соизмерима
с мощностью рудных тел, для крупных тел — меньше. В околорудных
дунитах по направлению к их тыловым частям (контакту с хромитовой
залежью) наблюдается падение содержаний Fe, Мп и Со, незначитель-
ный рост никеленосности. В этом же направлении в оливине уменьша-
ется содержание фаялитовой составляющей, а в акцессорном хром-
шпинелиде увеличивается хромистость. Геохимический сдвиг в
околорудных дунитах усиливается с увеличением размеров рудных тел
и густоты вкрапленности слагающих их руд [Поиски, разведка...,
1987].
Околорудные дуниты, вскрытые скважинами или горными выра-
ботками и диагностированные по характерным признакам, дают осно-
вание прогнозировать близкое присутствие рудного тела. Практи-
ческое использование данного ППХ ограничивает небольшая мощ-
ность околорудных дунитов.
Сульфидоносные дуниты проявлены в крупных хромитоносных
зонах дунит-гарцбургитового комплекса на некотором удалении (мет-
ры-первые десятки метров) от рудных тел богатовкрапленных высоко-
хромистых руд [Палов и др., 1968; Поиски, разведка..., 1987; Строение,
эволюция..., 1990]. Они протягиваются вдоль хромитовых залежей в
виде уплощенных шлиров протяженностью до сотен метров, мощно-
стью — до десятков метров. В рудовмещающих дунитах сульфидами
относительно обогащены приконтактовые зоны и наиболее сильносер-
пентинизированные участки. Вкрапленность сульфидов в дунитах
присутствует в количестве от сотых долей до первых процентов и
представлена пирротином, пиритом, пентландитом, реже халькопири-
том, хизлевудитом, миллеритом, маухеритом и др. Вместе с сульфида-
ми встречается самородная медь. Зерна сульфидов имеют размеры от
1-10 до 200-500 мкм, иногда до 1-1.5 мм. Выделения сульфидов рас-
положены между зернами оливина, резорбируя их, в прожилках лизар-
дита и антигорита, очень редко в виде тончайшей вкрапленности в
зернах оливина и хромшпинелида.
Дуниты с сульфидной вкрапленностью отличаются от обычных ду-
нитов повышенной железистостью оливина (9-11 % Fa) и очень низким
содержанием в дунитах никеля и кобальта. Высокие концентрации ни-
келя (1.33-1.71 %) в сульфидоносных дунитах установлены в пылевид-
ном магнетите, выделившемся при серпентинизации дунитов [Павлов и
др., 1968]. Образование сульфидов и ассоциирующих с ними самород-
ных элементов объясняется процессами серпентинизации и метамор-
физма гипербазитов [Рамдор, 1967; Строение, эволюция..., 1990].
Характер размещения сульфидной минерализации в дунитах изу-
чен недостаточно. Сульфидоносные дуниты не всегда пространствен-
179


но связаны с рудными телами, что указывает на неоднозначность дан-
ного ППХ.
Геоморфологический признак обусловлен меньшей устойчивостью
при физико-механическом выветривании дробленых хромитовых руд
по сравнению с вмещающими породами. При благоприятном сочета-
нии достаточно крупных размеров рудного тела и не очень большой
мощности рыхлых отложений над ним появляются пониженные фор-
мы рельефа в виде небольших площадок, впадин на склонах. Следует
иметь в виду, что появление таких форм в рельефе может быть вызва-
но и другими причинами (зонами тектонического дробления, телами
пород, неустойчивых к денудационным процессам), поэтому геомор-
фологический ППХ неоднозначен.
Проявление прямых и косвенных ППХ зависит от геолого-тек-
тонических особенностей строения гипербазитовых массивов, типа и
класса хромитового оруденения, ландшафтных условий. Сочетание ус-
тановленных ППХ является основой рационального комплексирования
методов поисковых работ на хромиты.
ПОПУТНЫЕ ПОЛЕЗНЫЕ ИСКОПАЕМЫЕ
К попутным полезным ископаемым хромитовых месторождений в
мантийных ультрабазитах относятся:
— благородные металлы;
— форстеритовые огнеупоры;
— строительный щебень;
— цветные камни и коллекционное сырье;
— белая магнезия;
— минеральные удобрения.
Благородные металлы. В хромитовых рудах, локализованных в
альпинотипных гипербазитах Урала, установлены промышленные со-
держания элементов платиновой группы (ЭПГ) и обосновано пред-
ставление о хромитовых рудах как о комплексном сырье, из которого
возможно извлечение платиновых металлов [Волченко, 1986; Корус и
др., 1979]. ЭПГ из хромитовых руд приобретают особую ценность бла-
годаря их геохимической специализации на дефицитные элементы —
осмий, иридий, рутений, составляющие до 80-90 % всех платиноидов.
Работы по оценке платиноносности хромитовых руд альпинотипных
комплексов широко проводятся за рубежом. В частности, установлено,
что хромитовые руды Греции содержат от 0.1 до 3 г/т ЭПГ [Economou
et al., 1986]. Гипербазиты гарцбургитового, дунит-гарцбургитового и
верлит-дунитового типов имеют однотипную палладий-платиновую,
редко платино-палладиевую специализацию. Для этих пород установ-
180


лен общий ряд убывания содержаний платиновых металлов: платина,
палладий, рутений, осмий, родий, иридий. В околорудных ультрабази-
тах распределение платиновых элементов имеет сложный неоднознач-
ный характер, иногда появляются аномально высокие содержания ле-
тучих платиноидов, а также родия и палладия [Волченко, 1986; Строе-
ние, эволюция..., 1990].
Платиноносность глиноземистых хромитовых руд изучена слабо и
имеет сходный характер геохимической специализации с вмещающи-
ми гипербазитами. Для глиноземистых хромитов полуострова Халки-
дика (Греция) установлен следующий ряд убывания содержаний пла-
тиноносных металлов (в мг/т): рутений 30; платина <20; палладий
<20; иридий 12; осмий 6.1; родий 5.5 [Economou, 1984].
Геохимическая специализация всех типов вкрапленных и сплош-
ных руд высокохромистого типа из дунит-гарцбургитового комплекса
установлена для многих альпинотипных комплексов России и за рубе-
жом, имеет контрастный по отношению к вмещающим породам харак-
тер и определяется тугоплавкими платиноидами — осмием, рутением,
иридием. Руды этого типа характеризует низкое (3-5 мг/т) содержание
палладия. Для высокохромистых руд типичен следующий ряд убывания
содержаний платиновых элементов: осмий, рутений, иридий, платина,
родий, палладий. Распределение платиновых металлов в рудах нерав-
номерное. Выявляется отчетливая тенденция накопления тугоплавких
платиноидов по мере возрастания количества хрома в рудах. Макси-
мальные содержания платиноидов установлены в густовкрапленных и
сплошных хромитовых рудах, а среди последних — в приконтактовых
зонах рудных тел, зонах деформаций, участках внутрирудных дунитов
[Волченко, 1986; Строение, эволюция..., 1990]. Среди минералов пла-
тиноносной группы наиболее распространены твердые растворы пере-
менного состава с общей формулой (Fe, Ni, Cr, Си, Os, Ru, Ir), сульфо-
арсениды, арсениды и сульфиды ЭПГ [Дистлер и др., 1989].
Платиноносность хромитовых руд повышенной железистости в
верлит-дунитовом комплексе изучена очень слабо. Для дунитов с по-
вышенной вкрапленностью хромшпинелидов и убоговкрапленных руд
определена палладиево-платиновая специализация [Строение, эволю-
ция..., 1990].
Попутное извлечение платиновых металлов из хромитовых руд пу-
тем флотации требует мелкого измельчения руды, в то время как по
технологии производства феррохрома необходима кусковая руда. Сле-
довательно, для извлечения платиноидов может использоваться только
часть хромитовой руды, а именно, мелкий концентрат (менее 1 мм).
Этим противоречием и объясняется то, что попутное извлечение пла-
тиноидов из хромитовых руд альпинотипных гипербазитов не вошло в
181


практику их промышленной переработки. При оценке платиноидов как
попутного полезного ископаемого хромитовых руд необходимо уста-
новить геохимическую специализацию и минералы ЭПГ, выделить
участки повышенных содержаний платиновых элементов.
Форстеритовые огнеупоры. Дуниты, вмещающие хромитовое
оруденение в альпинотипных комплексах, могут использоваться в
производстве магнезиально-силикатных огнеупоров: литейно-
формовоч-ных смесей, безобжиговых форстеритовых огнеупоров,
теплоизоляционных вкладышей. Качество огнеупорного сырья зависит
от степени серпентинизации гипербазитов, которая наиболее
достоверно оценивается путем определения объемного веса породы, а
также содержания химически связанной воды [Колман, 1979; Engin,
1986]. Серпентинизированные дуниты и серпентиниты по дунитам для
получения форстеритовых огнеупоров нуждаются в предварительном
обжиге, что существенно удорожает стоимость готовой продукции.
Особенный интерес для получения безобжиговых форстеритовых
огнеупоров представляют несерпентинизированные разности дунитов.
Примером залегания хромитовых руд в слабосерпентинизирован-
ных и несерпентинизированных дунитах является месторождение
Центральное на массиве Рай-Из [Макеев и др., 1985; Строение, эволю-
ция..., 1990]. Проведенные Восточным институтом огнеупоров
(ВостИО, Екатеринбург) лабораторно-технологические испытания ду-
нитов месторождения позволили сделать однозначное заключение об
их пригодности для производства безобжиговых форстеритовых, хро-
мит-форстеритовых и теплоизоляционных вкладышей. Степень сер-
пентинизации дунитов месторождения имеет сложный характер и в
целом уменьшается с глубиной (рис. 4.18). Дуниты, пригодные для
производства литейно-формовочных смесей, появляются на глубине
30-160 м (в среднем 90 м). Минимальная глубина появления дунитов,
отвечающих требованиям для производства форстеритовых огнеупо-
ров, изменяется для II сорта от 130 до 260 м (среднее 190) и для I сорта
от 160 до 340 м (среднее 240). Дуниты, пригодные для производства
теплоизоляционных вкладышей для спокойной разливки сталей, зале-
гают на глубинах более 220-410 м.
Потребность промышленности в форстеритовых огнеупорах высо-
кая. Попутное их извлечение может значительно улучшить экономиче-
ские показатели разработки хромитовых месторождений.
Строительный щебень. По результатам технологических испыта-
ний гипербазиты, вмещающие хромитовые месторождения, пригодны
для производства строительного щебня, тяжелого бетона, асфальтобе-
тонных и дорожных смесей. Потребность в строительном щебне во
многих регионах страны очень высока.
182


Рис. 4.18. Распределение дунитов, пригодных для производства магне-
зиально-силикатных огнеупоров, в разрезе месторождения Центральное.
Массив Рай-Из.
1 — дуниты, пригодные для производства огнеупоров после предварительного об-
жига (плотность менее 3.02 г/см3, п.п.п. более 5 %); 2-5 — дуниты, пригодные для про-
изводства безобжиговых огнеупоров: 2 — литейно-формовочных смесей (плотность
более 3.02 г/см3, п.п.п. менее 5 %), 3, 4 — форстеритовых огнеупоров (3 — II сорта
(плотность более 3.08 г/см3, п.п.п. менее 4 %), 4 — I сорта (плотность более 3.19 г/см3,
п.п.п. менее 2 %)), 5 — теплоизоляционных вкладышей для разливки спокойной стали
(плотность более 3.23 г/см3, п.п.п. менее 1.5 %); 6 — хромитовые тела; 7 — тектониче-
ские разрывы: установленные (а), предполагаемые (б).
Цветные камни и коллекционное сырье. В пределах рудных
хромитовых полей в альпинотипных гипербазитах могут быть встре-
чены разнообразные цветные камни:
— ювелирные: рубин, сапфир, хризолит, уваровит, хромдиопсид;
— поделочные: нефрит, жадеит, везувиановый родингит, бронзит,
вебстерит, сагвандит, актинолит, серпентинит;
— декоративно-облицовочные: серпентинит, сагвандит, вебстерит.
Коллекционное сырье может быть представлено всеми видами
цветных камней, разновидностями ультрабазитов и продуктов их ме-
таморфизма, типами и разностями хромитовых руд.
Белую магнезию или ГОМ (гидролитическую окись магния) по-
лучают из магнезита, брусита, бишофита, серпентинита гидрохимиче-
183


ским методом путем разложения в соляной кислоте и термолиза.
Уральским химическим институтом (УНИХИМ, Екатеринбург) про-
ведены лабораторные испытания и опытные работы по получению бе-
лой магнезии из хвостов обогащения хромитовых руд и серпентинитов
Кемпирсайского массива. Лучший результат был получен при лабора-
торных испытаниях по разложению в соляной кислоте серпентинитов.
В результате испытаний получена белая магнезия с высоким содержа-
нием окиси магния (97%) при извлечении из серпентинитов 56%. Бе-
лая магнезия высоко ценится и находит применение в химической,
косметической и других отраслях промышленности.
Минеральные удобрения. Аподунитовые серпентиниты Кемпир-
сайского массива изучались с целью получения простых и комплекс-
ных минеральных удобрений (НИУИФ, Москва). Исследованиями ус-
тановлено, что добытый серпентинит вскрыши имеет до 4% водорас-
творимого оксида магния, который является минеральным удобрени-
ем. При прокаливании серпентинита при 600° значительная часть ок-
сида магния (31-32 из 40% общих) переходит в форму, растворимую в
2%-ной лимонной кислоте, что значительно увеличивает ценность
удобрения. Вещества, растворимые в лимонной кислоте, экологически
более чистые по сравнению с водорастворимыми формами, так как
они не растворяются в воде и не выносятся из почвы в водоемы. На-
хождение питательных веществ в таком соединении способствует их
полному усвоению растениями и оказывает раскисляющее действие на
почву.
Проведены технологические исследования получения комплекс-
ных магний-фосфорных удобрений путем сплавления природных фос-
фатов и серпентинитов. Полученные удобрения испытаны агрохими-
ками, которые сделали однозначный вывод об их эффективности на
всех почвах страны. Важной особенностью магний-фосфорных удоб-
рений является практически полное (до 98%) извлечение из них фос-
фора растениями. Это выгодно отличает их от суперфосфатов, извле-
чение фосфора из которых составляет только 30%. Комплексные удоб-
рения дают значительный эффект в сельском хозяйстве за счет умень-
шения стоимости и повышения урожайности.
При рассмотрении попутных полезных ископаемых при разработке
хромитовых месторождений можно также указать на проведенные раз-
работки НИИ «Автостекло» по получению облицовочных стеклокри-
сталлических материалов из серпентинитов и убогих хромитовых руд
Кемпирсая.
Вовлечение в отработку попутных полезных ископаемых позволя-
ет значительно поднять экономическую эффективность эксплуатации
хромитовых месторождений в альпинотипных гипербазитах.
184


выводы
В составе альпинотипных гипербазитов Урала по структурно-ве-
щественным признакам обосновано выделение четырех типов ультра-
базитовых ассоциаций: лерцолитового, гарцбургитового, дунит-гарц-
бургитового и верлит-дунитового. С тремя из них пространственно и
генетически связаны различные типы хромитового оруденения: глино-
земистый — с гарцбургитовым типом, высокохромистый — с дунит-
гарцбургитовым, а глиноземистый и хромистый с повышенной желе-
зистостью — с верлит-дунитовым. Ультрабазиты лерцолитового типа
хромитового оруденения не несут.
Образование как глиноземистого, так и высокохромистого оруде-
нения генетически тесно связано с процессами крупной складчатости,
пластично-сколовых деформаций и дунитообразования. Эти структур-
но-вещественные преобразования происходили на завершающих эта-
пах развития ультрабазитовых ассоциаций соответственно гарцбурги-
тового и дунит-гарцбургитового типов.
Дуниты, представляющие собой предельно истощенные реститы
гарцбургитов, возникали в проницаемых для подвижных компонентов
зонах пластично-сколовых деформаций и зафиксировали собой, как
штамп, пространственное размещение и морфологию этих зон. К тем
же пластично-сколовым зонам приурочено перемещение и локализа-
ция хромитовых компонентов. В пределах этой единой системы склад-
чатых и пластично-сколовых деформаций породообразующие и рудо-
образующие процессы пространственно и генетически связаны между
собой. Поэтому интенсивность процессов и объемов хромитообразо-
вания находится в прямой зависимости от процессов и объемов дуни-
тообразования. В связи с этим для изучения закономерностей локали-
зации хромитового оруденения важнейшее значение имеет исследова-
ние морфологии, размеров, контактов и развития в пространстве дуни-
товых тел. Достаточно крупные дунитовые тела картируются в мас-
штабе работ. Для мелких дунитовых выделений среди гарцбургитов
эффективен метод картирования парагенераций гарцбургитов и дуни-
тов по морфологии и количественному содержанию последних. Такой
способ картирования позволяет выделять участки и рудоконтроли-
рующие зоны, обогащенные дунитами, которые и являются перспек-
тивными на обнаружение хромитового оруденения.
Типоморфные признаки хромитового оруденения глиноземистого и
высокохромистого типов сходным образом изменяются в обоих типах
рудоносных гипербазитов как в гарцбургитовом, так и в дунит-
гарцбургитовом. Это позволило в пределах каждого из них выделить
классы и группы хромитового оруденения.
185


Сходный характер классов и групп оруденения в глиноземистом и
высокохромистом типах указывает на сходный механизм их формиро-
вания. Различия двух типов оруденения по составу хромшпинелида,
масштабности оруденения, составу и строению рудовмещающих ги-
пербазитов являются следствием разных геодинамических обстановок
формирования. Гарцбургитовый тип с глиноземистыми хромитами
формируется в обстановке срединно-океанических рифтов, а дунит-
гарцбургитовый — с высокохромистым оруденением в островодужной
обстановке.
Хромитовое оруденение с повышенной железистостью хромшпи-
нелида, пространственно связанное с верлит-дунитовом типом ультра-
базитов, развивается по рудам глиноземистого и высокохромистого ти-
па и наследует особенности их состава и строения.


ЧАСТЬ ВТОРАЯ
МЕТАЛЛОГЕНИЯ ВУЛКАНИЧЕСКИХ
ОСТРОВНЫХ ДУГ
Глава 5
МЕТАЛЛОГЕНИЯ ЮНЫХ ОСТРОВНЫХ ДУГ
В современных юных островных дугах (Идзу-Бонинской, Мариан-
ской и др.) месторождения рудных полезных ископаемых пока не об-
наружены. Крупные медно-цинковоколчеданные залежи в действую-
щих в современную эпоху гидротермальных системах достоверно ус-
тановлены лишь в спрединговых задуговых бассейнах этих дуг [Осно-
вы..., 1995]. Вместе с тем есть полная уверенность в том, что гидро-
термально-осадочные колчеданные месторождения, как и другие типы
месторождений, которые известны в юных дугах геологического про-
шлого, имеются и в собственно вулканических дугах. На это, кроме
высоких концентраций меди и цинка в кислых вулканических породах
современных юных дуг (гл. 3), в частности, указывают результаты ис-
следования осадков на вулканических хребтах юной дуги Тонга-Кер-
мадек, где обнаружены гидротермальные марганцевые корки. В облас-
тях современной подводной гидротермальной деятельности марганце-
вые корки обычно представляют собой конечный продукт формирова-
ния гидротермально-осадочных массивных сульфидных руд [Кронен и
др., 1987].
Металлогения юных островных дуг геологического прошлого в
этой главе рассматривается в основном на примере палеозойских дуг
Урала. В сравнении с колчеданными месторождениями Урала рассмот-
рены также колчеданные залежи венд-кембрийской Хамсаринской ду-
ги Алтае-Саянской области и среднепалеозойской Пшекиш-Тырныауз-
ской дуги Передового хребта Большого Кавказа.
187


ТАГИЛЬСКАЯ (СИЛУР-РАННЕДЕВОНСКАЯ)
И МАГНИТОГОРСКАЯ
(СРЕДНЕДЕВОНСКО-РАННЕКАРБОНОВАЯ)
ВУЛКАНИЧЕСКИЕ ДУГИ УРАЛА
ПОЛОЖЕНИЕ ОСТРОВНЫХ ДУГ В СТРУКТУРАХ УРАЛА
Палеовулканические исследования на Урале начались в 60-е годы и
связаны с разработками Г. Ф. Червяковского, Т. И. Фроловой, Ю. С.
Каретина, В. Г. Кореневского, П. Ф. Собко, М. Б. Бородаевской, Н. К.
Курбанова, Е. П. Ширая, В. С. Шарфмана, а в дальнейшем И. Б. Серав-
кина, В. В. Зайкова и др. Впервые сравнение Уральских вулканических
поясов с современными островодужными поясами проведено А. И.
Кривцовым [1979]. Рассмотрение истории Урала с точки зрения текто-
ники плит основано на работах С. Н. Иванова, А. В. Пейве, В. Г. Коре-
невского. В последующие годы островодужным комплексам Урала по-
священы исследования В. Н. Пучкова, В. А. Коротеева, В. М. Нечеухи-
на, В. А. Прокина, И. Б. Серавкина, В. В. Зайкова, Л. П. Зоненшайна,
М. И. Кузьмина. Особо следует выделить разработки А. С. Бобохова,
Р. Г. Язевой, В. В. Бочкарева, Т. А. Сурина, Д. И. Салихова, в которых
оригинальные геодинамические построения проводятся на основе
тонких геохимических, в том числе изотопных, исследований вещест-
ва. При этом детальность изучения рудоносных вулканогенных остро-
водужных формаций не имеет аналогов в мировой практике.
Большинством исследователей признается, что Уральский палео-
океан заложился в ордовике и существовал до раннего карбона вклю-
чительно. В его структурах были сформированы две системы остров-
ных дуг — Тагильская и Магнитогорская, каждая из которых включает
две островные дуги — западную и восточную (рис. 5.1).
В Тагильской системе островных дуг формирование толеитовых
островодужных базальтов началось в раннем силуре, сменившись в
позднем силуре известково-щелочными андезито-базальтами. В конце
силура-раннем девоне известково-щелочной магматизм сменяется маг-
матизмом субщелочной и шошонитовой серий. После завершения ост-
роводужного вулканизма в раннем-среднем девоне вдоль края Урало-
Тобольского поднятия формируются вулкано-плутонические ассоциа-
ции краевого пояса. Более поздние проявления магматизма (поздний
девон-ранний карбон) на севере Тагильской структуры связаны с кон-
тинентальным рифтогенезом.
В Магнитогорской системе островных дуг толеитовые острово-
дужные базальты начали формироваться в раннем эйфеле. В позднеэй-
188


Э1
^2
Ж!»
Л л
А
V vV|6
* 7
^ ho
100 200 300 км
Рис. 5.1. Положение
вулканических остров-
ных дуг в современ-
ных структурах Урала.
Вулканические дуги:
1-2 — Тагильская систе-
ма: / — Западно-Тагиль-
ская (Si-Di), 2 — Восточ-
но-Тагильская (Si—Di);
3-4 — Магнитогорская
система: 3 — Западно-
Магнитогорская (D|-D2gv)
(За — Карабшско-Дегтяр-
ская (Di-D2e)), 4 — Вос-
точно-Магнитогорская
(D2gv-Ci) (4а — Касар-
гинско-Каменская (Оге),
46 — продолжение вулка-
нических дуг под чехлом
Западно-Сибирской пли-
ты). Блоки Восточно-
Уральского микроконти-
нента: 5а — Салдинский,
56 — Челябинско-Суун-
дукский, 5в — Централь-
ный, наиболее тектониче-
ски деформированный с
аллохтонными пакетами
островодужных вулкани-
тов. Краевые вулканоплу-
тонические пояса актив-
ной континентальной ок-
раины: 6а — Валерьянов-
ский (С2), 66 — Красно-
турьинско-Ивдельский
(Di-г), 6в — Алапаевский
(D2-C1), 6г— Варненский
(D2-C1). 7 — Платинонос-
ный пояс дунит-клинопи-
роксенит-габбровых ин-
трузий. 8 — Главные офи-
олитовые пояса. 9 —
Фрагменты заостроводуж-
ных и межостроводужных
зон спрединга. 10 — Глав-
ный Уральский разлом
(граница Западного и Вос-
точного склонов Урала).
189


фельское время толеитовые вулканиты сменились известково-щелоч-
ными андезито-базальтами. В раннем живете происходит новая
вспышка толеитового вулканизма, которая в позднем живете сменяется
опять известково-щелочными андезито-базальтами. Во фране-нижнем
карбоне протекает становление известково-щелочных, субщелочных и
шошонитовых серий, по составу и металлогенической специализации
являющихся аналогами позднесилурийских и девонских вулканитов
Тагильской островодужной системы.
Предложено несколько моделей формирования островных дуг Ура-
ла, существенно отличающихся друг от друга, что объясняется слож-
ными тектоническими деформациями островодужных систем, особен-
но в пределах Среднего Урала, отсутствием данных о древнем океане и
направлении падения палеозой субдукции. В ранних работах, рассмат-
ривающих историю развития Уральского палеоокеана, исследователи
исходили из предположения, что многочисленные офиолитовые пояса
Урала являются реликтами Уральского палеоокеана. Однако проведен-
ные в последующие годы детальные петрологические исследования,
опиравшиеся на современные геохимические и другие методы, пока-
зали, что океаническая кора Урала, реликты которой присутствуют в
офиолитовых поясах, принадлежит к окраинным морям и заострово-
дужным зонам спрединга, а собственно океанические базальты на
Урале не обнаружены.
Таким образом, если на Урале и существовал океанический бас-
сейн, то он полностью субдуцирован. Не исключено, что сами океани-
ческие пространства Урало-Монгольского пояса существенно отлича-
лись от современных океанов и представляли собой систему окраин-
ных морских бассейнов с разной степенью раскрытия океанической
коры, как это устанавливается в Средиземноморском бассейне и в со-
временных морях юго-западного обрамления Тихого океана. Вместе с
тем, сохранившиеся палеоструктуры островных дуг, окраинных морей,
задуговых и междуговых зон спрединга, в строении земной коры кото-
рых отсутствует гранитно-метаморфический слой, позволяют прово-
дить аналогию между зонами сопряжения современных активных кон-
тинентальных окраин с океаническими плитами и палеоструктурами
Урала.
Рассмотрим кратко главные модели палеореконструкций остров-
ных дуг Урала.
Учитывая асимметричное строение Урала с омоложением вулка-
низма с севера на юг и запада на восток по аналогии с Тихоокеанскими
структурами, М. Б. Бородаевской, А. И. Кривцовым, Е. П. Шираем
[1977] была предложена модель последовательного формирования
островных дуг над зоной субдукции, падающей на запад со смещением
190


ее во времени в восточном направлении. В региональном плане такие
представления о развитии Уральского палеоокеана были приняты Л. П.
Зоненшайном [Зоненшайн и др., 1990; Зоненшайн, Кузьмин, 1993]. По
результатам детальных исследований было высказано предположение
о том, что островные дуги Урала представляют собой двойные дуги,
аналогичные современным расщепленным дугам типа Марианской
[Филатов, Ширай, 1996].
Уральскими геологами В. А. Прокиным, В. М. Нечеухиным, Р. Г.
Язевой, В. В. Бочкаревым, В. В. Зайковым и др. была предложена мо-
дель с положением океанических структур на западе при восточном
падении зоны субдукции. Для Магнитогорской системы островных дуг
эта модель была детально обоснована И. Б. Серавкиным и др. [Вулка-
ногенная..., 1994], а позднее продемонстрирована К. С. Ивановым
[1998], а также Г. С. Гусевым (гл. 1). Согласно этой модели, активной
окраиной являлся Казахстанский протоконтинент, обломки которого
составляют сиалические блоки Восточного Урала. Русская платформа
в течение всей истории представляла собой пассивную окраину. Ост-
ровные дуги и краевые плутонические и вулкано-плутонические пояса
последовательно омолаживаются к востоку в связи с перескоком зоны
субдукции, при этом ее положение в девонское время совпадает с Цен-
трально-Магнитогорским прогибом. Эта модель объясняет более ка-
лиевый состав продуктов вулканизма и больший объем кислых пород в
восточных зонах островных дуг по сравнению с западными.
Данная модель находится в противоречии с тем фактом, что как в
восточных, так и в западных зонах присутствуют однотипные и одно-
возрастные формации (например, контрастные формации раннего жи-
вета в Сибайском и Учалинском рудных районах). Кроме того, Магни-
тогорский прогиб является прямым продолжением Западно-Мугоджар-
ской зоны, которая, по результатам геологических и геохимических ис-
следований, В. Г. Коротеевым, В. В. Зайковым, В. Г. Кореневским и др.
рассматривается как типичный межостроводужный спрединговый бас-
сейн над зоной субдукции [История..., 1984].
Наконец, согласно Т. Н. Сурину [1991, 1994], формированию сис-
темы двойных дуг Южного Урала предшествовало изменение падения
зоны субдукции с восточного на западное. Оно было обусловлено
столкновением островной дуги с континентом Восточно-Европейской
платформы. Данная модель может рассматриваться как синтетическая,
обобщающая весь фактический материал и отвечающая современным
представлениям о проблеме. Для девонского времени, т. е. времени
формирования Магнитогорской системы двойной островной дуги, эта
модель полностью аналогична предложенной ранее автором настоя-
щей главы и принята в данной главе. Этой же схемы эволюции Магни-
191


тогорской островной дуги придерживаются В. А. Прокин и Ю. А. Пол-
тавец [1996] (рис 5.2).
Рассмотрим историю Магнитогорских островных дуг как эталон-
ных двойных дуг Урала более детально. Магнитогорские островные
Cu+Zn
Остаточная
дуга
Fe^Cu+Zn Си
Активная в
Cu+Zn дУга
КЙ&И |та^2 |~ГТ]з |ТУ14 Г"П5 Г^ПбГ7^]?
| х х |8 #9 в 10 О 11 А 12 ■ 13
Рис. 5.2. Реконструкция положения меднорудных и железорудных ме-
сторождений в островных дугах Урала (по [Прокин, Полтавец, 1996] с ис-
правлениями).
а, б — ранние стадии развития единой островной дуги: а — стадия контрастного
риолит-базальтового вулканизма, б — стадия андезито-базальтового вулканизма; в —
позднеостроводужная стадия после расщепления.
1 — континентальная кора; 2 — океаническая кора; 3-8 — магматические форма-
ции: 3 — базальтовая, 4 — риолит-базальтовая, 5 — андезит-базальтовая, б — шошони-
товая, 7 — дунит-гарцбургитовая, 8 — габбро-диорит-сиенитовая; 9-13 — типы место-
рождений: 9 — медно-цинковоколчеданные, 10 — медно-колчеданные, 11 — медно-
порфировые, 12 — титаномагнетитовые, 13 — скарново-магнетитовые.
192


дуги и разделяющий их бассейн выбраны не случайно. Они относи-
тельно слабо деформированы и лучше изучены, чем система Тагиль-
ских островных дуг. Модель двойной дуги не противоречит всем из-
вестным геологическим материалам и объясняет асимметричное рас-
пределение осадочных фаций в Магнитогорском бассейне, отмирание
вулканизма в реликтовой дуге и продолжение его во фронтальной дуге,
смещение центров вулканизма в сторону зоны межостроводужного
спредингового бассейна и ряд других особенностей этой структуры
(рис. 5.3).
Западно-
Магнитогорск)
остаточная дуга
Центрально-
Магнитогорскя зона
спрединга
D3-C,
Восточно
Магнитогорскя
вулканическая дуга
D2gv2
Уровень моря
Зоны
В
Реликтовая часть
(D2e-gv()
. Палеофокальная зона ?
Область спрединга
(D2gv-C,t) —
]1
^ГПз [1З]4 ЕЗ5 EnNM6
9 F-r-1 Mo U ^ 11
Рис. 5.3. Реконструкция Магнитогорской островодужной системы.
7-5 — вулканогенные формации ранних стадий развития островной дуги: У — рио-
лит-базальтовая, баймак-бурибаевская (Оге), 2 — андезито-базальтовая, ирендыкская
(Иге), 3 — риолит-базальтовая, карымалыташская (D2gv), 4 — андезито-базальтовая,
куросанская (D2e-gv), 5 — базальтовая дацитсодержащая, западно-мугоджарская
(D2gv); б — фрагменты расщепленной в раннем живете островной дуги; 7 — вулкано-
генные формации поздней стадии развития островной дуги (D3-C1); 8-10 — вулкано-
генно-садочные комплексы междугового и задугового бассейнов: 8 — грубообломоч-
ные, 9 — тонкообломочные, 10 — терригенно-карбонатные; 11 — колчеданные руды на
разных уровнях разреза риолит-базальтовых формаций.
В нижнем девоне-эйфеле формировалась единая Магнитогорская
островная дуга как примитивная дуга энсиматического типа. На ран-
них стадиях ее развития, до позднего Эйфеля, вулканиты представлены
контрастной риолит-базальтовой формацией, вмещающей медно-цин-
ковоколчеданные месторождения (рис. 5.4). В ранние стадии развития
островной дуги с толеитовыми базальтами ассоциируют небольшие
объемы кислых толеитовых вулканитов (Бурибайское рудное поле). Ба-
13 — Металлогения
193


Рис. 5.4. Схема корреляции геологических и рудных формаций в ост-
ровных дугах Урала.
Цифры над колонками — островные дуги: У — Западно-Тагильская, 2 — Восточно-
Тагильская, 3 — Западно-Магнитогорская, 4 — Восточно-Магнитогорская.
1-2 — формации фундамента островных дуг: 1 — кремнисто-базальтовая, 2 —
офиолитовая; 3-12 — вулканогенные и осадочные формации: 3 — толеитовая риолит-
базальтовая, 4 — известково-щелочная андезито-базальтовая, 5 — субщелочная трахи-
194


зальтовые вулканы представляют собой крупные подводные вулкани-
ческие сооружения типа щитовых вулканов. Они формировались пре-
имущественно в подводной обстановке. Вулканы слагают гряды про-
тяженностью в десятки километров. Кислые вулканиты тяготеют к
центрам базальтового вулканизма, которые выделяются по увеличению
мощности потоков базальтовых лав, выклиниванию кремнисто-терри-
генных осадочных пород и реже наличию шлаковых туфов. На позд-
них этапах становления формации (ранний Эйфель) закладываются
вулкано-тектонические депрессии диаметром в первые десятки кило-
метров. Они вмещают главные объемы кислых известково-щелочных
пород, с которыми связаны крупные и уникальные колчеданные
месторождения (Гайская и Подольская депрессии).
Кислый вулканизм протекал в несколько ритмов, каждый из кото-
рых завершался накоплением колчеданных руд. В перерывах между
ритмами кислого вулканизма и по его завершении среди кремнисто-
терригенных пород на склонах и у подножий базальтовых вулканов
формировалось железо-марганцевое оруденение.
В позднем Эйфеле вулканизм контрастной формации сменяется
вулканизмом известково-щелочной андезито-базальтовой формации,
становление которой протекало уже в типично островодужной обста-
новке при широком развитии кальдеровулканов. В их пределах широко
развиты эксплозивные фации (Ирендыкская зона). С андезито-базаль-
товыми порфировыми известково-щелочными вулканитами тесно ас-
социируют небольшие интрузивы габбро-диорит-гранодиоритового
ряда, с кислыми дифференциатами которых связано медно-порфиро-
вое оруденение (Салаватское месторождение). Весь вулканизм рас-
сматриваемого времени отвечает вулканизму юных островных дуг.
Если до раннего живета эволюция вулканитов со сменой толеитов
известково-щелочными вулканитами характеризует нормальное разви-
тие островодужной системы в обстановке нарастающего сжатия, то по-
дезит-базальтовая, б — нерасчлененные андезито-базальтовая и трахиандезит-базаль-
товая, 7 — шошонитовая, 8 — трахибазальт-риолитовая, 9 — вулканогенно-кремнисто-
терригенная, 10 — кремнисто-терригенная, 11 — вулканогенная молассоидная, 12 —
карбонатная рифогенная; 13-19 — плутонические комплексы: 13 — дунит-клинопи-
роксенитовый, 14 — клинопироксенит-габбровый, 75 — плагиогранитный, 16 — гра-
нодиорит-тоналитовый, 77 — габбро-диабазовый, 75 — габбро-граносиенитовый, 79 —
монцонит-граносиенитовый; 20 — подошва островодужных формаций; 27 — отсутст-
вие геологических образований данного возрастного интервала; 22-30 — рудные фор-
мации: 22 — хромитовая, 23 — самородной платины, 24 — медно-цинковоколчеданная,
25 — стратиформная железо-марганцевая, 26 — стратиформная гематит-магнетитовая,
27 — титан-магнетитовая, 28 — железо-медно-ванадиевая, 29 — скарново-
магнетитовая, 30 — золото-кварцевая, 31 — золото-серебряная адуляр-кварцевая, 32 —
медно-порфировая, 33 — медно-молибден-порфировая.
195


следующее развитие островодужного вулканизма в зрелую стадию
протекало на фоне растяжения.
В раннем живете в островной дуге, ближе к ее восточному склону,
закладывается рифтовая зона, в пределах которой вновь протекает ин-
тенсивный толеитовый, контрастный по составу островодужный вул-
канизм центрального типа. Базальты контрастного вулканизма пред-
ставлены преимущественно пиллоу-лавами, слагавшими подводные
гряды. К мелким депрессиям на склонах базальтовых гряд приурочены
вулканокупола толеитовых риодацитов.
В дальнейшем в центре рифтовой зоны закладывается зона спре-
динга, расчленившая единую ранее Магнитогорскую дугу на две —
западную и восточную. Ось спрединга косо рассекла рифт с вулкани-
тами контрастной формации, в западной дуге они сохранились лишь в
центральной и частично южной части дуги, в то время как в восточной
они широко развиты на севере (Учалинский район), отсутствуют в
центральной части и частично известны на юге (Ащебутакский район).
После заложения центральной зоны спрединга магматизм в западной
дуге полностью прекратился, в то время как в восточной — продол-
жался еще в течение 30 млн лет (вплоть до нижнего карбона включи-
тельно). С контрастными толеитами рифтовой стадии тесно ассоции-
руют медно-цинковоколчеданные месторождения, которые после раз-
вития спрединга оказались в двух противоположных бортах междуго-
вого бассейна — Сибайском на западе и Учалинском на востоке.
Вулканиты оси спрединга в Магнитогорском прогибе неглубоко
погребены под более молодыми осадочными толщами. Однако юж-
нее — в Мугоджарах в пределах полей живетских вулканитов устанав-
ливаются рифтогенные структуры, вмещающие колчеданные месторо-
ждения Приорское, 50 лет Октября и др. По геофизическим данным,
рифтогенные структуры прослеживаются в Центрально-Магнитогор-
ском прогибе.
Осадочные толщи, заполняющие междугбЬой бассейн, характери-
зуются отчетливо выраженной фациальной асимметрией с накоплени-
ем тонкообломочных фаций вблизи западного борта и шлейфа грубо-
обломочных пород вблизи длительно развивающейся восточной дуги,
что подчеркивает сходство Магнитогорского палеобассейна с совре-
менными междуговыми глубоководными надспрединговыми бассей-
нами марианского типа [Геология..., 1987].
После расщепления в Западно-Магнитогорской дуге магматизм
полностью прекращается и она становится «реликтовой», в то время
как в Восточно-Магнитогорской фронтальной островной дуге продол-
жался вулканизм контрастной формации. Кислые вулканиты здесь уже
являются продуктами известково-щелочной серии, но продолжают ас-
196


социировать с толеитовыми базальтами, а в позднем живете с извест-
ково-щелочными андезито-базальтами и андезитами. Устанавливается
несколько ритмов базальтового вулканизма. Каждый из них завершает-
ся формированием кислых пород, объем которых в процессе вулканиз-
ма возрастает. Центры вулканизма закономерно смещаются на запад, к
оси спрединга. С завершением каждого ритма контрастного вулканиз-
ма связано формирование колчеданных руд. На склонах островных
гряд и в межгрядовых депрессиях в завершение вулканизма контраст-
ной формации накапливаются кремнисто-терригенные осадки с желе-
зо-марганцевыми рудами.
В позднем живете контрастный вулканизм сменяется известково-
щелочным андезито-базальтовым (порфиритовым) вулканизмом, пред-
ставленным широким спектром известково-щелочных пород с преоб-
ладанием андезито-базальтов и андезитов. Однако в ряде районов, осо-
бенно на юге в районе г. Магнитогорск (Александрийский рудный рай-
он), вулканогенный разрез сохраняет элементы контрастности, андези-
ты для разреза не характерны. С кислыми породами, ассоциирующими
с базальтами и андезито-базальтами известково-щелочной серии, свя-
заны колчеданные полиметаллические и золото-барит-полиметал-
лические мелкие месторождения, по существу отвечающие месторож-
дениям типа куроко (или выделяемому на Урале баймакскому типу).
Кремнисто-терригенные углеродсодержащие породы восточного
склона островной дуги, совозрастные известково-щелочным вулкани-
там с золото-колчеданными рудами, включают золотоносные углерод-
содержащие вулканогенно-кремнистые отложения (месторождение
Муртыкты).
Во фронтальной зоне Восточно-Магнитогорской островной дуги в
верхнем живете формировались вулканиты калиево-натриевого ряда,
типичные для развитых островных дуг алеутского типа, включающие
большие объемы шлаков и агглютинатов, а также пизолитовых туфов и
других пород мелководных и субаэральных фаций (Гумбейский вулка-
нический пояс, куросанский комплекс).
С андезито-базальтовыми вулканитами ассоциируют золото-сере-
бряные-адуляр-кварцевые месторождения (Куросанские), типичные
для современных островных дуг [Щепотьев и др., 1989]. С интрузив-
ными массивами, завершающими вулканизм андезито-базальтовой
формации (их обилие отличает Восточно-Магнитогорскую дугу от За-
падно-Магнитогорской), связаны медно-порфировые и золото-квар-
цевые рудопроявления.
В раннем фране, после накопления кремнисто-терригенной толщи
мукасовского горизонта, вмещающей железо-марганцевые рудопрояв-
ления, активный вулканизм смещается на запад, к оси спрединга, и
197


продолжается в Магнитогорской зоне до раннего карбона включитель-
но. Здесь последовательно протекает вулканизм известково-щелочной
калиево-натриевой, субщелочной и шошонитовой серий с интрузив-
ными аналогами которых (габбро-монцонит-сиенит-гранитного ряда)
связаны скарново-магнетитовые, титаномагнетитовые и медно-железо-
ванадиевые месторождения, а также проявления медно-молибден-пор-
фировых руд и золотоносных кварцевых жил.
Как показано Д. Н. Салиховым [1997], в верхнем девоне-нижнем
карбоне резко возрастает мощность земной коры, что отражается на
составе продуктов вулканизма, прежде всего на увеличении содержа-
ний рубидия, бария, легких редких земель.
С вулканогенно-терригенными отложениями ассоциируют осадоч-
ные железные руды, а с вулканогенно-карбонатными — марганцевые.
В базальтовых вулканитах известны проявления самородной меди.
Терригенные углеродсодержащие алевролиты вмещают золото-суль-
фидную минерализацию. В междуговом бассейне накапливаются мощ-
ные вулканогенно-осадочные олистостромовые, а затем терригенно-
карбонатные толщи.
Тектонические деформации островодужных пород и залегающих в
них месторождений протекали неоднократно в связи с вулканизмом,
особенно при заложении и развитии вулкано-тектонических депрес-
сий; в процессе междугового спрединга, который сопровождался над-
виганием реликтовой дуги на отложения задугового бассейна и, нако-
нец, в период замыкания океанической структуры и поддвигания под
островные дуги континентальной коры как на западе, так и на востоке,
где впоследствии вдоль восточного борта островной дуги внедряются
гранодиоритовые и гранитные массивы с золото-вольфрамовым ору-
денением.
Особенно интенсивно деформированы островодужные структуры
на северном фланге, в зоне сочленения со структурами Среднего Ура-
ла, где установлены серии смещений к востоку и интенсивно проявле-
ны надвиги с блок-пластинами офиолитов, колчеданоносных вулкани-
тов живетского возраста и более поздних островодужных вулканитов и
осадочных пород. Часть толщ вместе с рудными залежами находится в
опрокинутом залегании (Сафьяновское месторождение).
В современных структурах Урала островодужные комплексы мож-
но рассматривать только как реликтовые и значительно изменившие
свой объем, морфологию, пространственное положение. Вместе с тем,
островодужные структуры менее подверглись деформациям, чем по-
родные комплексы, становление которых протекало в иных геодина-
мических обстановках. Блок-пластины современных структур Урала
расположены относительно друг друга в основном закономерно, что
198


позволяет с той или иной степенью достоверности реконструировать
историю их формирования.
СОПОСТАВЛЕНИЕ ТАГИЛЬСКОЙ И МАГНИТОГОРСКОЙ СИСТЕМ
ОСТРОВНЫХ ДУГ
Проблема сопоставления Тагильской и Магнитогорской систем
островных дуг является пока слабоизученной в связи с отсутствием
новых площадных региональных работ и недостоверного определения
возрастов ряда комплексов. До настоящего времени Тагильскую и
Магнитогорскую зону К. К. Золоев и другие исследователи рассматри-
вают как единую структуру «Зеленокаменного пояса Урала» [Геологи-
ческое развитие..., 1981; Рудные..., 1996], хотя уже давно отмечено от-
сутствие одновозрастных геологических формаций одного состава в
этих структурах [Ширай и др., 1992]. И только недавно обращено вни-
мание на автономность развития этих зон и, в частности, островодуж-
ных комплексов.
Начало островодужного вулканизма в Тагильской системе остров-
ных дуг связано с формированием в раннем силуре риолит-базаль-
товой формации с медно-цинковоколчеданным оруденением (рис. 5.4).
В отличие от Магнитогорской системы островных дуг наиболее древ-
ние (раннесилурийские) вулканиты с колчеданным оруденением (ана-
логичные по особенностям состава, геохимической и металлогениче-
ской специализации раннедевонско-эйфельским вулканитам Магнито-
горской системы) развиты не только в западном, но и восточном сег-
ментах. Таким образом, Тагильская система островных дуг является
более симметричной. Контрастная риолит-базальтовая формация Та-
гильских островных дуг включает те же разновидности (субформации
и фации), что и островные дуги Магнитогорской зоны. Среди них вы-
деляются типично толеитовые вулканиты, ассоциации вулканитов то-
леитовой и известково-щелочной серий и собственно известково-
щелочные вулканиты с колчеданно-полиметаллическим оруденением.
Последние рядом исследователей выделяются в особую андезит-даци-
товую формацию. Развивающаяся вслед за контрастной типично ост-
роводужная известково-щелочная андезито-базальтовая формация
именновской свиты, как показано Р. Г. Язевой, по геохимическим осо-
бенностям должна сопоставляться с продуктами вулканизма развитых
островных дуг и может коррелироваться не с ирендыкской свитой За-
падно-Магнитогорской островной дуги, как это было принято ранее, а
с позднеостроводужной франской колтубанской свитой. Проявлению
вулканизма андезито-базальтовой формации предшествовало накопле-
ние вулканогенно-осадочной толщи и, возможно, рифтообразование,
199


растаскивание риолит-базальтовой формации по двум флангам систе-
мы островных дуг. Об этом свидетельствуют данные сверхглубокой
Уральской скважины, вскрывшей, как это трактуется рядом специали-
стов, удаленные фации контрастной риолит-базальтовой формации.
Этот раннесилурийский комплекс формировался в прогибе, разделяв-
шем две островные дуги (рис. 5.5). Существовал ли в это время меж-
дуговой спрединг с корой океанического типа, пока не ясно. Во всяком
случае андезито-базальты ранне-позднесилурийской именновской сви-
ты симметрично развиты в обоих дугах Тагильской системы.
Вслед за андезито-базальтовым комплексом в конце силура-начале
девона в Центрально-Тагильской зоне имел место вулканизм субще-
лочной трахиандезит-базальтовой формации туринского комплекса. Он
сопровождался накоплением вулканогенно-осадочных железных руд.
Островодужный магматизм завершается становлением комплекса ин-
трузий габбро-сиенит-гранитного ряда, с которыми ассоциируют скар-
ново-магнетитовые месторождения.
Магматизм, завершающий развитие Тагильской системы остров-
ных дуг, проявлен преимущественно в центральной междуговой об-
ласти (рис. 5.6). К востоку от Восточно-Тагильской дуги развиты толь-
ко удаленные фации вулканитов и железорудные месторождения от-
сутствуют. В раннем девоне в период, предшествовавший зарождению
островных дуг Магнитогорской структуры, островодужный вулканизм
в Тагильских островных дугах полностью отмирает. Эти позднеостро-
водужные комплексы Д. С. Штейнбергом и другими авторами давно
рассматривались как формационные аналоги позднеостроводужных
вулканитов Магнитогорского прогиба. Другие же авторы полагают, что
они являются представителями краевого вулкано-плутонического поя-
са активной континентальной окраины [Язева и др., 1989]. Окраинно-
континентальный вулканизм охватывал область Восточно-Тагильского
задугового бассейна и даже частично Восточно-Тагильскую остров-
ную дугу. Однако его главные проявления характерны для Восточно-
Уральского микроконтинента. По-видимому, формированию пояса
предшествовал коллизионный этап, сопровождавшийся столкновением
островных дуг с континентальными структурами, формированием зон
смятия и надвигов.
В этот же период происходит ряд событий в обрамляющих остров-
ные дуги структурах. В западном обрамлении формируется аккреци-
онная призма, в которую последовательно внедряются интрузии пла-
тиноносного комплекса и завершающие их плагиогранитные массивы.
Геодинамическое положение дунит-клинопироксенитовых интрузий
дискуссионно, но большинство исследователей пришло к выводу, что
ассоциирующие с ними габброидные массивы с титаномагнетитовым
200


оруденением являются островодужными [Рудные..., 1996]. Они нахо-
дятся в ассоциации с субщелочными вулканитами позднего силура-
раннего девона, вмещающими железорудные месторождения. Это от-
четливо проявлено в наиболее восточном Тагильском массиве, с кото-
рым связано железо-медно-ванадиевое оруденение. Породы Тагильско-
го массива являются формационным аналогом Погорельского массива
Южного Урала.
Вулканизм в Тагильской зоне развивался необратимо на фоне рос-
та мощности земной коры. В Магнитогорской же зоне, в раннем живе-
те необратимость развития была нарушена. Кроме того Западно-Та-
гильская островная дуга, по сравнению с Западно-Магнитогорской,
является более развитой.
В восточном обрамлении Тагильских структур в нижнем-среднем
девоне формируется Войкаро-Ауэрбаховский краевой вулкано-плуто-
нический пояс. В раннем живете (время расщепления Магнитогорской
островной дуги) окраинно-континентальный вулканизм в Тагильской
континентальной окраине полностью отмирает. По мнению ряда ис-
следователей, в этот период формируется кордильера вдоль окраины
Восточно-Уральского микроконтинента. Вдоль нее на микроконтинен-
те проявлен магматизм тоналит-гранодиоритовой формации.
Таким образом, отличия Тагильской островодужной системы от
Магнитогорской заключаются в разном времени их развития, большей
степени дислокации Тагильских дуг, более симметричном и необрати-
мом их развитии, неоднократном проявлении рифтогенеза в централь-
ной части дуги, расщепляющей ее на западную и восточную без четко
проявленной зоны спрединга с корой океанического типа. Это, воз-
можно, связано с плохой сохранностью в связи с последующими тек-
тоническими деформациями междуговой структуры. Междуговой бас-
сейн над рифтовой зоной в Тагильском бассейне отчетливо фиксирует-
ся после отмирания островодужного вулканизма и при формировании
кор выветривания в островодужных комплексах, сносе их в междуго-
вое пространство при формировании бокситовых залежей девонского
возраста.
Основные этапы смены геодинамических режимов в Тагильской
структуре (ранний девон и ранний живет) соответствуют этапам смены
геодинамических режимов и в Магнитогорской системе островных дуг.
Однако они имеют совершенно разные последствия. Отмирание остро-
водужного вулканизма в Тагильских островных дугах и ранняя колли-
зия, зарождение краевых вулкано-плутонических поясов совпадают по
времени с зарождением островодужного вулканизма в Магнитогорской
зоне. Отмирание вулканизма в краевых поясах Тагильского сегмента
коррелируется с расщеплением Магнитогорской островной дуги.
201


Весьма сложным является
вопрос о сочленении Тагиль-
ской и Магнитогорской систем
островных дуг. Возрастные ана-
логи островодужных формаций
Тагильской системы в Магни-
тогорской системе отсутствуют.
В качестве реликтов Тагильской
островодужной системы на
Южном Урале рассматриваются
вулканиты силурийской ост-
ровной дуги, фрагменты кото-
рой известны в Челябинско-
Варненской зоне Среднего Ура-
ла [Язева, Бочкарев, 1995]. Кро-
ме того, Сахарнинский ультра-
базитовый массив в Восточно-
Магнитогорской островной ду-
ге может рассматриваться как
признак наличия в фундаменте
этой дуги реликтов аккрецион-
ной призмы Тагильской дуги
(южное продолжение платино-
носного пояса Урала).
На Среднем Урале в по-
следнее время установлены вул-
каногенные образования, кото-
рые могут рассматриваться как
продолжение Магнитогорских
островных дуг в нескольких
структурах. Первой из них яв-
ляется полоса эйфельских вул-
канитов, прослеживающаяся
непрерывно в восточном (вися-
чем) боку Главного Уральского
разлома в Карабашской зоне,
затем вдоль восточного фланга
Серовско-Маукской шовной зо-
ны и в сложенной офиолитами
Дегтярской зоне. Колчедано-
носные вулканиты этих зон яв-
ляются возрастными аналогами
203


Тубинско-Гайской зоны Западно-Магнитогорской островной дуги,
возможно, сформировавшимися в ее задуговом бассейне.
Девонские островодужные вулканиты в виде фрагментов аллох-
тонных пакетов присутствуют в Центральном Березовском блоке Вос-
точно-Уральского поднятия. Одними исследователями они рассматри-
ваются как реликты энсиалической дуги, сформированной на Восточ-
но-Уральском микроконтиненте [Ферштатер и др., 1994], другими —
как перемещенные с запада фрагменты Дегтярско-Карабашской остро-
водужной структуры. Наибольшим по площади возрастным аналогом
Магнитогорских структур является Касаргинско-Каменская зона, рас-
положенная восточнее Восточно-Уральского поднятия. Касаргинско-
Каменская зона сопрягается с Магнитогорской островной дугой, раз-
деляя Восточно-Уральское поднятие на два блока: южный — Суундук-
ско-Челябинский и северный — Ильменогорско-Салдинский. Вулка-
ниты Касаргинско-Каменской зоны находятся в аллохтонном залега-
нии. Могут быть приняты две точки зрения на их формирование. Р. Г.
Язева и соавторы полагают, что Каменско-Касаргинская зона оторвана
от восточного фланга Тагильских структур и затем отделена от них
поднятым сиалическим блоком единого Урало-Тобольского микрокон-
тинента. Однако можно предположить, что эта зона расщепила Урало-
Тобольский микроконтинент, разделив Челябинско-Суундукский блок
и Салдинский массив, и уже в девоне разделяла отмершие структуры
Тагильской системы и вновь формировавшуюся восточную вулканиче-
скую дугу, являющуюся продолжением Магнитогорских структур. Ка-
менско-Касаргинская зона включает колчеданоносные вулканиты —
возрастные аналоги как Тубино-Гайской зоны Западно-Магнитогор-
ской островной дуги (Сафьяновское рудное поле, ранний эйфель), так
и живетские вулканиты, являющиеся аналогами Восточно-Магнито-
горских островодужных структур (Касаргинское рудное поле), а также
верхнедевонско-нижнекарбоновые вулканиты, аналогичные вулкани-
там собственно Магнитогорского комплекса. Таким образом, она
включает продукты вулканизма, совозрастные образованиям как Запад-
Рис. 5.6. Схема формирования системы Тагильских островных дуг (по
С. Т. Агеевой с добавлениями Е. П. Ширая).
Формации: 1 — кремнисто-базальтовая; 2 — вулканогенно-осадочная рифтогенная;
3-5 — толеитовая контрастная: 3 — базальтовая щитовых вулканов, 4 — базальтовая
кальдеровулканов, 5 — риодацитовая; б — габбровая; 7 — плагиогранитовая; 8 — вул-
каногенно-кремнисто-терригенная междугового бассейна; 9 — известково-щелочная
риолит-базальтовая; 10 — офиолитовая; И — известково-щелочная андезито-базаль-
товая; 12 — латит-шошонитовая; 13 — вулканогенно-осадочная молассовая и олисто-
стромовая; 14 — рифогенных известняков; 15 — габбро-монцонит-сиенитовая; 16 —
дунит-клинопироксенит-габбровая платиноносная; 17 — океаническая литосфера.
205


ной, так и Восточно-Магнитогорской островных дуг. Поэтому они и
могут рассматриваться как прямое продолжение всей Магнитогорской
островодужной системы, не поддающейся пока детальному расчлене-
нию в связи с интенсивными тектоническими деформациями. В пользу
этого предположения свидетельствуют геофизические данные о строе-
нии коры, не позволяющие рассматривать Восточно-Уральское подня-
тие как единый блок в связи с наличием более тяжелых масс в верхних
оболочках земной коры в промежутке между Салдинским и Суундук-
ско-Челябинским блоками микроконтинента. На это также указывает и
ориентировка фаций осадочных пород.
Вдоль края микроконтинента прослеживается пояс граносиенито-
вых массивов [Ферштатер и др., 1994]. Слабая изученность Каменско-
Касаргинской зоны при значительных деформациях слагающих ее по-
род не позволяет пока расшифровать детали истории ее формирования.
Учитывая весьма значительные перспективы этих структур на колче-
данные руды, можно надеяться, что в процессе геологического доизу-
чения в Касаргинско-Каменской зоне будет получен новый материал,
который позволит решить ряд вопросов сочленения геологических
структур Среднего и Южного Урала.
Сопоставление разновозрастных, но однотипных по составу вулка-
ногенных островодужных образований Тагильской и Магнитогорской
систем островных дуг наглядно показано на упоминавшемся выше
рис. 4.1.
Завершение островодужного вулканизма на всем Урале наступило в
визейское время. В это время отмирает островодужный вулканизм в
системе Магнитогорских островных дуг и закладывается Иргизская зо-
на спрединга с медноколчеданными рудами кипрского типа и Иргизская
энсиалическая островная дуга в Восточных Мугоджарах, а несколько
позже в Зауральской зоне — Валерьяновский краевой вулкано-
плутонический пояс. Именно с этим периодом связаны основные кол-
лизионные структуры Урала и крупные надвиговые дислокации. С
позднедевонско-раннекарбоновым временем связано также формиро-
вание плутонических поясов гранодиорит-тоналитовой формации, фик-
сирующих край Кордильеры по обрамлению Восточно-Уральского и
Урало-Тобольского поднятий, а в дальнейшем — становление верхне-
каменноугольно-нижнепермских коллизионных гранитов с редкоме-
талльной специализацией. Их внедрение протекало на фоне воздыма-
ния легких блоков земной коры после главных надвиговых дислокаций.
В заключение нельзя не отметить, что приведенная выше схема
развития Уральских структур весьма спорна. В связи со сходством со-
ставов и металлогенической специализации поздних стадий развития
островных дуг и краевых поясов многие исследователи рассматривают
206


эти вулкано-плутонические пояса (Туринский и Ауэрбаховский, Маг-
нитогорский и Валерьяновский) как андезитоидные пояса активной
континентальной окраины, не разделяя их на островодужные и окра-
инно-континентальные [Язева и др., 1989]. Кроме того, пользуясь схе-
мой, предложенной А. В. Пейве, многие исследователи контрастную
риолит-базальтовую формацию флангов и ранних стадий развития
островных дуг Урала рассматривают как «предостроводужную», но
сложенную островодужными толеитами, что является одним из при-
меров терминологического несоответствия. Список дискуссионных
вопросов может быть продолжен.
ГЕОЛОГИЧЕСКИЕ ФОРМАЦИИ
УРАЛЬСКОЙ ПАЛЕООСТРОВОДУЖНОЙ ПРОВИНЦИИ
И СВЯЗАННЫЕ С НИМИ РУДНЫЕ МЕСТОРОЖДЕНИЯ
Формационный анализ вулканитов Урала связан с разработками
Д. С. Штейнберга, И. Д. Соболева, Т. И. Фроловой, М. Б. Бородаев-
ской, А. И. Кривцова, Е. П. Ширая и многих других авторов. Положе-
ние формаций в структурах Урала нашло отражение на ряде специали-
зированных карт [Карта..., 1990; Металлогеническая..., 1987; Струк-
турно-формационная..., 1994]. Уже на первых порах формационных
исследований было отмечено закономерное положение вулканогенных
формаций в разрезах, сложенных определенными рядами, неоднократ-
но (не менее трех раз) повторяющимися в истории развития Урала.
Сначала это привело к выводу о цикличности развития Уральской об-
ласти. Дальнейшие исследования показали, что однотипные формации
и их закономерные ряды не повторяются обычно в разрезе, наращивая
его, а смещаются по латерали. При этом было установлено омоложе-
ние однотипных вулканогенных формаций и их рядов как с севера на
юг, так и с запада на восток [Бородаевская и др., 1977].
В вулканогенных поясах Урала, развивающихся в режиме остров-
ных дуг, как было отмечено в начале этой главы, выделяются парные
пояса, слагающие две островодужные системы — Тагильскую и Маг-
нитогорскую. Эти парные пояса рассматриваются здесь как системы
островных дуг, разделенные зоной спрединга, по схеме, давно обосно-
ванной для современных островных двойных дуг Д. Каригом [Karig,
1971]. При этом в каждой из систем западные дуги характеризуются
примитивным базальтовым разрезом, включающим три главные фор-
мации: однородную базальтовую, контрастную риолит-базальтовую и
андезито-базальтовую. Восточные дуги обладают более длительным
развитием, вслед за андезито-базальтовой формацией здесь имел место
207


позднеостроводужный субщелочной вулканизм, включающий трахиба-
зальтовую и базальт-трахириолитовую (шошонитовую) формации.
Перед тем как перейти к характеристике геологических рудоносных
и связанных с ними рудных островодужных формаций разных стадий
развития Уральских островных дуг, необходимо остановиться на анали-
зе соотношений между магматическими формациями и общеприняты-
ми в мировой геологической литературе сериями магматических пород.
Опыт изучения геологических формаций Урала показывает, что геоло-
гическая формация как естественное сочетание комплексов геологиче-
ских пород, становление которых протекает в определенной геодина-
мической обстановке, обычно включает продукты нескольких серий
магматических пород и является более широким понятием, чем петро-
логическая серия (толеитовая, известково-щелочная и т. д.).
Геологические формации ранних стадий развития островных дуг
представлены контрастной риолит-базальтовой и порфиритовой анде-
зито-базальтовой вулканогенными формациями, а также ассоциирую-
щими с ними интрузивными габбро-плагиогранитной, дунит-клинопи-
роксенит-габбровой и габбро-диорит-тоналит-гранитной формациями.
Наиболее ранней островодужной вулканической формацией Ураль-
ских палеоостроводужных систем, как и большинства других энсима-
тических юных дуг, является контрастная риолит-базальтовая форма-
ция, выделенная на Урале впервые Д. С. Штейнбергом и И. Д. Соболе-
вым. В составе формации преобладают натриевые толеитовые базаль-
ты при подчиненном объеме риодацитов. Присутствуют также породы
других серий: марианит-бонинитовой, известково-щелочной. Это важ-
но подчеркнуть, так как в литературе часто риолит-базальтовая форма-
ция Урала характеризуется как толеитовая базальтовая. Породы рио-
лит-базальтовой формации вмещают медно-цинковоколчеданные ме-
сторождения уральского типа.
Толеитовые базальты и андезито-базальты составляют главный
объем пород формации. Палеовулканические реконструкции показы-
вают, что они слагали гряды вулканов центрального типа, формиро-
вавшихся в подводной обстановке. Лишь отдельные вулканические по-
стройки кратковременно возвышались над уровнем моря [Фролова,
Бурикова, 1977]. Устанавливаются вулканические постройки двух ти-
пов. В начальные этапы вулканизма преобладали щитовые вулканы,
сложенные пиллоу-лавами с прослоями и интерстициями между по-
душками кремнистых осадков (яшм). Вулканические центры устанав-
ливаются по возрастанию мощностей базальтовых потоков, выклини-
ванию осадочных пород, наличию жерловых фаций. Второй тип по-
строек образован кальдеровулканами, прижерловые фации которых
сложены не только лавами, но и агломератовыми и лапиллиевыми в
208


различной степени спекшимися туфами, включающими вулканические
бомбы. Осадочные породы представлены разнообразно сортирован-
ными туффитами. На склонах вулканических построек устанавлива-
ются шлейфы гиалокластитов. Отдельные вулканы обрамляются кар-
бонатными биогермными постройками. Породы подверглись регио-
нальным метаморфическим преобразованиям на уровне амфибол-
эпидотовой или пренит-пумпеллиитовой фаций регионального пропи-
литового метаморфизма.
Геохимические особенности базальтов и андезито-базальтов сви-
детельствуют о сходстве пород с толеитовыми породами энсиматиче-
ских островных дуг. Соотношение изотопов стронция Sr (около 0.7040)
близко к значениям, установленным для толеитов дуг Тонга, Кермадек,
Южно-Сандвичевой, Марианской, Алеутской и др. [Богатиков, Цвет-
ков, 1988].
О значительной деплетированности мантии и исходного расплава
контрастной формации Урала свидетельствуют величины соотноше-
ний Zr/Y, La/Sm, La/Yb, количественная оценка соотношений хрома и
иттрия. На это же указывают и другие геохимические параметры. Со-
держание рубидия в базальтах контрастной формации Урала составля-
ет 2-10 г/т, т. е. близко к концентрациям в базальтах юных островных
дуг, возрастая в Восточно-Магнитогорской дуге до 7-10 г/т параллель-
но с возрастанием калия до 0.8 %. Содержания хрома (10-200 г/т) ни-
же, чем в базальтах средино-океанических хребтов. Концентрации ни-
келя 60-100, кобальта — 20-30 г/т. Соотношение Cr/Ni около 2. Уров-
ни Rb/Sr-отношений позволяют интерпретировать мощность острово-
дужной земной коры в период формирования базальтов в пределах
15-20 км [Сурин, 1993; Геохимическая..., 1998].
Марианиты и бониниты в пределах контрастной риолит-базаль-
товой формации, дополнительно подтверждающие принадлежность
пород формации к ранней островодужной серии, выделены и описаны
как в Западно-Магнитогорской, так и в Восточно-Магнитогорской зо-
нах [Геологическое..., 1994]. Объемы пород этой серии, как и в совре-
менных островных дугах, не превышают первых процентов.
Кремнекислые породы — риолиты и дациты — слагают от 10 до
30% от объема пород формации. Кислые вулканиты завершают от-
дельные ритмы базитового вулканизма, проявляясь неоднократно, при
этом объемы кислых вулканитов возрастают от ранних к поздним и за-
вершающим ритмам. В процессе эволюции кислого вулканизма проис-
ходит смена толеитовых риодацитов известково-щелочными, законо-
мерно меняются их облик, фациальный, петрохимический и геохими-
ческий состав. Два типа кислых вулканитов по фациальному и мине-
ральному составу, ассоциирующих с толеитовыми базальтами, описа-
14 — Металлогения
209


ны еще в 1968 г. Т. И. Фроловой, а позднее М. Б. Бородаевской и др.
[1977]. Но только автором этой главы впервые показана принадлеж-
ность этих пород к двум разным сериям, что впоследствии было раз-
вито Т. Н. Суриным. Следует отметить, что ранее были сделаны по-
пытки выделить ассоциацию толеитовых базальтов с возрастающим
объемом кислых пород в отдельную «непрерывную» формацию. Одна-
ко впоследствии большинство геологов Урала (П. Ф. Сопко, В. И. Про-
кин, М. Б. Бородаевская и др.) показали, что обе серии пород являются
контрастными, не содержащими практически андезитов, а различия
между ними характеризуют закономерную смену толеитовых кислых
вулканитов известково-щелочными с возрастанием объема кислых по-
род в тех районах, которые прошли длительный путь развития контра-
стного вулканизма.
Предлагаем выделять в составе контрастной риолит-базальтовой
формации три субформации: 1) толеитовую, собственно контрастную с
малым объемом кислых вулканитов; 2) совмещенную (непрерывную), в
которой базальты являются продуктами толеитовой, а кислые вулкани-
ты известково-щелочные; 3) известково-щелочную с повышенной до-
лей андезитов. Последняя рядом исследователей выделяется в андезит-
дацитовую формацию, с которой связаны полиметаллические или золо-
то-барит-полиметаллические колчеданные месторождения. Рудные рай-
оныс месторождениями подобного типа(Джусинский,Баймакский и др.)
нередко выделяют в качестве районов алтайского типа или типа куроко
и связывают особенности их металлогенической специализации с на-
личием в фундаменте островной дуги сиалического слоя земной коры.
В типичных рудных районах уральского типа на заключительных
стадиях формирования продуктивных вулканитов кислые известково-
щелочные породы появляются в ассоциации с известково-щелочными
базальтами и андезито-базальтами. В подчиненном объеме могут при-
сутствовать и андезиты. Данную ассоциацию нужно рассматривать не
в качестве самостоятельной формации (андезитовой или непрерыв-
ной), а в качестве известково-щелочной субформации контрастной
формации, закономерно проявленной в районах длительного развития
подводного островодужного вулканизма. Данная субформация являет-
ся связующим звеном между вулканизмом уральского типа и вулка-
низмом развитых островных дуг, включающих колчеданные месторо-
ждения типа куроко. Следует отметить, что сочетание и чередование
пород толеитовой, известково-щелочной и бонинитовой серий харак-
терно для Бонинской и других энсиматических современных остров-
ных дуг [Шараськин, 1993].
Толеитовые кислые вулканиты петрографически и фациально оха-
рактеризованы в работах Т. И. Фроловой, В. С. Шарфмана, Е. П. Ши-
210


рая, Т. Н. Сурина и других авторов. Кремнекислые породы слагают от-
дельные купольные структуры или серию слившихся куполов, локали-
зованных главным образом в вулкано-тектонических депрессиях вдоль
вулканических гряд или отдельных базальтовых построек. Они сложе-
ны преимущественно афировыми или мелкоплагиопорфировыми раз-
ностями. Характерна ассоциация амфибола и магнетита, свидетельст-
вующая, по представлениям Т. И. Фроловой, о маловодности магм. В
подчиненном объеме присутствуют спекшиеся игнимбритоподобные
породы, относимые обычно к туфам, однако, как это доказал В. В.
Масленников (гл. 6), представляющие собой продукты дезинтеграции
расслоенных кислых магм. По данным Е. П. Ширая, а также Т. Н. Су-
рина, кислые породы являются продуктом частичного плавления на
глубине около 20 км амфиболитов гранулит-базальтового слоя земной
коры. Выплавление кислых пород протекало за счет прогрева земной
коры базальтовой магмой. Расплавы кислых толеитовых пород пере-
греты и обладают значительной текучестью, что иногда приводит к
слипанию нескольких куполов в единую толщу, не выходящую за рам-
ки депрессионных вулканоструктур диаметром до 12-20 км.
Объем кислых пород толеитовой серии не превышает 10% от объ-
ема базальтовых вулканитов. С кислыми вулканитами тесно ассоции-
руют вулканогенно-осадочные породы, обычно имеющие небольшую
мощность и не выдержанные по простиранию. В структурном плане
они фиксируют локальные депрессионные просадки, а в палеовулка-
ническом — перерывы между ритмами базальтового вулканизма. Раз-
меры вулканокупольных структур, сложенных обычно массивными
лавами и окруженных лавобрекчиями и туфогенно-осадочными поро-
дами меньших мощностей, не превышают 500-1 000 м. Подводящие
каналы фиксируются в виде даек, реже штоков малых размеров (не бо-
лее первых десятков метров в поперечнике). Породы натриевые и ха-
рактеризуются низкой общей щелочностью, повышенным содержани-
ем фемических окислов (Fe, Mg). Соотношение изотопов стронция со-
ставляет 0.7030-0.7050. Содержания хрома около 10, никеля — 5-10,
кобальта — 45 г/т. Низкие содержания Rb (5 г/т) и Ва (50-100 г/т) яв-
ляются весьма характерной их чертой. Породы сильно обеднены ред-
кими землями группы церия, что подтверждает их принадлежность к
толеитовой серии. Очень низки содержания ниобия, бериллия, олова и
других элементов с большими ионными радиусами.
Кислые породы известково-щелочной серии представлены более
широким спектром составов, от риолитов до андезито-дацитов. Харак-
терны вкрапленники двух генераций: крупные, достигающие иногда
размеров 1 см, и более мелкие. Вкрапленники представлены плагиок-
лазом, кварцем (иногда с реликтовой структурой кристобалита) и ам-
211


фиболом. Для андезито-дацитов обычна ассоциация кварца с моно-
клинным пироксеном. Фациальные разности пород весьма разнооб-
разны. Жерловые и прижерловые фации сложены лавами, лавобрек-
чиями, эксплозивными брекчиями. Фланги вулканокупольных струк-
тур изобилуют лавобрекчиями, туфами разной размерности, в том чис-
ле спекшимися расслоенными игнимбритоподобными породами. В ас-
социации с ними находятся туффиты, железо-кремнистые осадки, био-
генные известняки. Размеры вулканокупольных построек — от 500 м
до десятков метров. Как и кислые вулканиты толеитовой серии, они
также приурочены к депрессионным вулкано-тектоническим структу-
рам разного типа — кальдерным, сегментарным и радиальным про-
садкам, изометричным депрессиям на сводах и склонах базальтовых
гряд. Просадки формировались в процессе вулканизма. Их образова-
ние сопровождалось деформацией более ранних вулканокупольных
структур вдоль бортов депрессий при пологом недеформированном за-
легании более поздних пород.
В Восточно-Магнитогорской дуге вулканизм контрастной форма-
ции протекал в несколько этапов со смещением центров вулканизма в
сторону оси спрединга с востока на запад и частично с севера на юг.
Выделяется не менее 5 ритмов вулканизма, каждый из которых начи-
нается с излияний базальтов и образования кальдеровулканов, форми-
рованием после завершения базальтового вулканизма кислых пород, а
на завершающих этапах кислого вулканизма — вулканогенно-осадоч-
ных и гидротермально-осадочных отложений и колчеданных руд.
Осадочные породы в контрастной формации присутствуют в резко
подчиненном объеме и представлены в разных типах разреза различ-
ными ассоциациями. Со щитовыми вулканами ассоциируют яшмы,
наиболее ярко проявленные в пределах Западно-Тагильской и Западно-
Магнитогорской островных дуг. Яшмы, как показано В. В. Зайковым,
Е. В. Зайковой и В. В. Масленниковым (Геологическое..., 1994), пред-
ставляют собой продукты гидротермально-осадочного отложения на
морском дне. Они аналогичны металлоносным осадкам в современных
океанах и окраинных морях. С яшмами ассоциируют месторождения
марганцевых руд южно-уральского типа.
В районах развития базальтовых построек центрального типа и
шлаковых гряд яшмы отсутствуют, а осадочные породы представлены
в различной мере сортированными туффитами основного и смешанно-
го состава (Учалинский рудный район).
В завершение вулканизма контрастной риолит-базальтовой форма-
ции вулканические постройки (как базальтовые, так и риолито-дацито-
вые) обрастают биогенными известняками. Биогенные постройки сла-
гают цепочки, мощность известняков в постройках достигает первых
212


сот метров, а на удалении в первые сотни метров от центров построек
их мощность уменьшается до первых метров. Широко развиты глыбо-
вые обломки. По данным В. В. Масленникова, биогермные известня-
ковые постройки относятся к хемогенному типу. Они сопоставляются
с современными биогермными банками вблизи выходов источников
горячих минерализованных вод черных и белых курильщиков.
В заключение следует подчеркнуть, что состав вулканитов контра-
стной риолит-базальтовой формации в разных островных дугах Урала
и в разных системах, становление которых протекало в широком воз-
растном диапазоне, весьма специфичен и однороден. Более того, вул-
каниты контрастных формаций из других регионов России, например,
нижнепалеозойские вулканиты Западного Саяна и Тувы, также весьма
сходны с описанными выше контрастными вулканитами Урала. Это
отличает контрастную от других вулканогенных формаций, характери-
стика которых будет приведена ниже.
Интрузивные аналоги вулканитов этого типа — ассоциации габб-
ро-плагиогранитного состава. Обломки плагиогранитов и габброидов
размером до 1 м и более встречаются среди туфов кислых вулканитов в
ряде колчеданных полей Урала — Гайском, Учалинском и др. Массивы
габбро и плагиогранитов, обнажающиеся на поверхности или вскры-
тые горными выработками, всегда моложе вулканитов контрастной
формации. Изучение особенностей состава интрузивных пород, разви-
тых в районах распространения контрастной формации, однозначно
свидетельствует об их комагматичности с вулканитами. Это доказано,
например, для Россыпнянского плагиогранитного массива Александ-
рийского рудного района в Восточно-Магнитогорской островной дуге.
Вместе с тем, необходимо отметить, что многие габбро-плагиогранит-
ные ассоциации, объединяемые в габбро-плагиогранитную формацию
[Ферштатер и др., 1994], не имеют ничего общего с контрастной ост-
роводужной. Они проявлены в широком возрастном диапазоне в со-
ставе аккреционных призм, островных дуг и краевых вулкано-
плутонических поясов.
Андезито-базальтовая формация типична для энсиматических ост-
ровных дуг. На Урале она была выделена в 1962 г. Д. С. Штейнбергом
и Д. Д. Соболевым, детально описывалась Т. И. Фроловой, М. Б. Боро-
даевской и многими другими. Ее петрогеохимическое изучение прово-
дили Д. Н. Салихов, Т. Н. Сурин, Р. Г. Язева и другие специалисты.
Лицо формации определяют известково-щелочные вулканиты ба-
зальтового и андезито-базальтового состава, слагающие гряды вулка-
нов центрального типа. Породы формации обладают отчетливо порфи-
ровым сложением и имеют несколько генераций вкрапленников плаги-
оклаза и моноклинного пироксена (диопсид-авгита), размеры которых
213


колеблются от первых миллиметров до 1 см и более. Для пород фор-
мации характерна высокая эксплозивность. Большая их часть пред-
ставлена лавобрекчиями и туфами разной размерности. Агломератовые
и лапиллиевые туфы и лавобрекчии фиксируют жерловые и прижерло-
вые части вулканических построек. Для склонов и подножий построек
характерны плохосортированные разнообломочные туфы с прослоями
туффитов и потоками миндалекаменных лав. Составы пород характе-
ризуются весьма низкими содержаниями титана и уменьшением желе-
зистости по мере роста содержания кремнезема. От базальтов контра-
стной формации они отличаются более высокими содержаниями ка-
лия, рубидия, стронция, бария, легких редких земель. На диаграмме
Миасиро, графике распределения редких земель и на диаграмме AFM
составы пород формации ложатся в поля известково-щелочной и суб-
щелочной серий. В примитивной реликтовой Западно-Магнитогорской
дуге составы базальтов располагаются вдоль границы, разделяющей
толеитовые и известково-щелочные производные, относясь к наиболее
примитивным известково-щелочным образованиям, близким по соста-
ву к андезито-базальтам Марианской дуги.
Установлено, что породы андезито-базальтовой формации в преде-
лах структурно-формационных зон занимают определенное место в
ряду триады формаций, накапливающихся в следующей последова-
тельности: 1) однородная базальтовая и офиолитовая, 2) контрастная
толеитовая, 3) известково-щелочная андезито-базальтовая. Это в целом
соответствует нормальному развитию островных дуг со сменой режи-
ма растяжения режимом сжатия. Вместе с тем, как рассматривалось
выше, в Сибайской и Учалинской зонах Южного Урала андезито-ба-
зальтовая формация перекрывается толеитовыми базальтами контраст-
ной формации, что отражает смену режима сжатия режимом растяже-
ния в эпоху зарождения новой зоны спрединга.
Режим формирования вулканитов формации — мелководно-ост-
ровной, что обосновывается обилием пирокластов, наличием горизон-
тов вулканических бомб, пизолитовых туфов. Вулканиты формации
формировались неоднократно и в разных дугах — в силуре (именнов-
ская свита Тагильской островной дуги), в позднем эйфеле (ирендык-
ская свита Западно-Магнитогорской островной дуги), в позднем живе-
те и во фране (Восточно-Магнитогорская дуга, гумбейская и колтубан-
ская свиты). Мощность андезито-базальтовой формации в осевых час-
тях палеоостровных дуг Урала достигает 4 км.
Устанавливаются некоторые региональные колебания составов ан-
дезито-базальтовой формации. По данным Р. Г. Язевой, породы имен-
новской свиты характеризуются повышенными содержаниями элемен-
тов с большими ионными радиусами по сравнению с ирендыкской сви-
214


той. В Восточно-Магнитогорской дуге доля пород с высоким содержа-
нием калия больше, чем в западной, а на поздних этапах появляются
субщелочные разности. Кроме того, здесь присутствуют андезиты, ан-
дезито-дациты и риодациты, в том числе субщелочные их разности с
повышенным содержанием калия и наличием биотита среди вкраплен-
ников. Петрохимические особенности указывают на принадлежность
пород именновской свиты к известково-щелочной и субщелочной се-
риям. По содержанию редких земель и элементов примесей, как это
показано Т. Н. Суриным, порфиритовая формация Восточной дуги ха-
рактеризуется более салическим профилем, чем Западная. По Т. Н. Су-
рину, формирование ее протекало в обстановке, сходной с обстановкой
развитой островной дуги алеутского типа.
Заканчивая характеристику андезито-базальтовой формации Урала,
подчеркнем, что по возрастанию саличности и зрелости земной коры
на период их формирования, андезито-базальтовые формации Урала
могут быть выстроены в ряд, который открывает ирендыкская форма-
ция с примитивными известково-щелочными вулканитами натриевой
серии, далее следуют именновская, гумбейская и колтубанская типич-
но известково-щелочные. Последние при наличии субщелочных раз-
ностей могут рассматриваться как образования зрелой стадии станов-
ления островных дуг с присутствием пород шошонитовой серии. Да-
лее вслед за именновской и колтубанской формациями следуют поро-
ды шошонитовой серии с известными скарновыми месторождениями
титаномагнетитовых руд, завершающими островодужный вулканизм.
Вулканиты андезито-базальтовой формации вмещают золото-серебря-
ные месторождения адуляр-кварцевой формации.
Интрузивные породы габбро-тоналит-гранодиоритовой формации
присутствуют во всех зонах развития вулканитов андезито-базальтовой
формации, но в разных объемах. Породы интрузий по петрохимиче-
ским и геохимическим параметрам соответствуют вулканитам андези-
то-базальтовой формации, хотя в них и преобладает количество кис-
лых составляющих. Интрузии образуют цепочки, протягивающиеся
вдоль осей вулканических гряд. Время формирования интрузий по
сравнению с вулканитами более позднее. Так, в Гумбейской зоне ин-
трузии прорывают комагматичные вулканиты живетского возраста.
Обломки плутонических пород фиксируются в породах зилаирской
свиты фаменского возраста и поэтому возраст интрузий определяется
как франский.
Уже в шестидесятые годы Т. И. Фроловой, Е. П. Шираем и другими
авторами было отмечено нарастание роли саличности в более молодых
породах однотипных формаций Восточно-Магнитогорской зоны по
сравнению с Западно-Магнитогорской. Особенно наглядно это прояв-
215


ляется в объеме кремнекислых интрузивных пород, комагматичных
андезито-базальтовой формации. Если в Ирендыкской зоне они пред-
ставлены единичными малыми порфировыми интрузиями, то в Гум-
бейской они занимают не менее 10 % ее площади, а размеры интрузив-
ных массивов достигают сотен квадратных километров. В интрузиях
формации локализованы медно-порфировые и кварцево-жильные ме-
сторождения золота.
Расслоенные интрузии дунит-клинопироксенит-габбровой форма-
ции образуют широко известны^, протяженностью около 1 ООО км,
платиноносный пояс на западном фланге Западно-Тагильской остров-
ной дуги. Интрузивные тела шириной 10-15 и длиной 25-40 км пред-
ставлены изометричными, вытянутыми субмеридионально крупными
массивами габбро и ультрабазитов. Наиболее крупными массивами яв-
ляются (с севера на юг): Денежкин камень, Кумбинский, Кытлымский,
Качканарский, Тагило-Баранчинский. Эти массивы ранее многими ис-
следователями рассматривались в качестве индикатора существования
океанической коры. Действительно, данные интрузии являются произ-
водными мантии, залегают в кремнисто-базальтовых глубоководных
субокеанических образованиях ранних этапов развития Уральского па-
леоокеана (ордовик-нижний силур). Предполагалось, что интрузии
представляют собой третий слой океанической коры. В подтверждение
приводились доводы о том, что «полосчатые габбро», слагающие
внешние зоны этих интрузий, не всегда имеют четкие интрузивные
контакты с вмещающими их базальтовыми и амфиболитовыми толща-
ми. Однако последующие исследования привели некоторых специали-
стов к выводу об островодужной природе этих интрузий.
Отнесение этой формации к островодужным обосновывается сле-
дующими соображениями. На Урале интрузии платиноносного ком-
плекса внедрялись в силуре-раннем девоне, одновременно с формиро-
ванием вулканитов андезито-базальтовой известково-шелочной фор-
мации именновской свиты (ранний-поздний силур) и вулканитами
субщелочной туринской свиты (поздний силур-девон). Вулканиты кон-
трастной риолит-базальтовой формации в контакте с гипербазитовыми
интрузиями платиноносного пояса прорываются последними, смяты в
складки и рассланцованы.
Платиноносные интрузии представляют собой «псевдорасслоен-
ные» концентрически зональные массивы урало-аляскинского типа. В
них обособляются дунитовые ядра, обрамленные верлитами, клинопи-
роксенитами и габброидами. Переходы между указанными породами
резкопостепенные. В зонах контактов появляются породы промежу-
точного состава: железистые дуниты (метадуниты), оливиновые и оли-
винсодержащие клинопироксениты, оливиновые метагаббро (толеиты)
216


и так далее. В подошве и на флангах на контакте с вмещающими поро-
дами распространены породы комплекса расслоенных габброидов, в
кровле массивов интрузивных пород широким распространением
пользуются габбро-нориты, которые рядом исследователей выделяют-
ся в самостоятельную формацию.
В дунитовых ядрах расслоенных массивов Нижне-Тагильского,
Светлый бор, Каменушинского, Гладкая сопка, Денежкин камень, горы
Соловьевой и др. заключены магматические месторождения платинои-
дов осмий-иридиевой группы. С габброидами и пироксенитами связа-
ны малотитанистые железорудные магматические месторождения кач-
канарского типа, содержащие платиноиды палладиевой группы.
Массивы дунит-клинопироксенитовой формации слагают трубооб-
разные, воронкообразные и цилиндрические тела, интрудирующие
вмещающие породы, в том числе и островодужные контрастные кол-
чеданоносные риолит-базальтовые толщи нижнесилурийского возрас-
та. В породах формации проявлены интенсивные метасоматические
преобразования. Исследованиями А. А. Ефимова и других авторов до-
казано, что горнблендиты, пироксениты и габброиды частично образо-
ваны за счет замещения дунитов, а полосчатые габбро — вмещающих
пород. В заключение отметим, что формирование платиноносного поя-
са Урала охватывает большой период времени. Становление этих тел
имело место как в юную, так и в развитую островодужные стадии.
Позднеостроводужные формации, характеризующие развитую ста-
дию формирования Уральских островных дуг, известны только в вос-
точных расщепленных дугах. В реликтовых западных породы этих
формаций отсутствуют. Среди позднеостроводужных формаций выде-
ляются известково-щелочная и субщелочная слабодифференцирован-
ная базальт-андезито-базальтовая формация (в Магнитогорской струк-
туре — франского возраста), а также трахибазальт-трахидацитовая
(шошонитовая) формация, которая в Восточно-Тагильской зоне имеет
позднесилурийско-раннедевонский возраст, а в Восточно-Магнитогор-
ской датируется фаменом-турне.
Вулканогенные породы шошонитовой серии представлены лапил-
лиевыми и агломератовыми туфами с подчиненным количеством пил-
лоу-лав и туфогенно-осадочных образований. Породы умеренно- и по-
вышенноглиноземистые, в процессе эволюции магматизма малокалие-
вые субщелочные разности сменяются калиево-натриевыми. По срав-
нению с рассмотренными ранее все они обладают повышенными со-
держаниями элементов с большими ионными радиусами (Rb, Ва, К,
Th, Sr, легкие TR), при умеренном содержании элементов с высокоза-
рядными ионами (Nb, Р, Hf, Zr, Eu, Ti, тяжелые TR) и пониженными (в
2-5 раз) концентрациями сидерофильных элементов (Cr, Ni, Со, V).
217


Данные образования могут рассматриваться как продукты плавления
наименее деплетированной мантии на фоне резкого возрастания мощ-
ности земной коры. Интрузивные образования, завершающие вулка-
низм трахибазальт-трахидацитовой формации, представлены несколь-
кими фазами внедрения, среди которых выделяются субщелочные
диориты и монцониты, переходящие постепенно в оливиновые лейко-
кратовые габбро. Более поздние фазы представлены кварцевыми мон-
цодиоритами и сиенитами. Самые основные члены данного комплекса
содержат нормативный нефелин. Аномально высокие содержания Rb,
К, Sr, Ва, Th и легких TR, а также повышенные Nb, Та, Р, Hf, Zr, Eu и
тяжелых TR при нормальном для островодужных серий содержании
сидерофильных элементов позволяют предполагать, что магматиты
рассматриваемого формационного комплекса являются представите-
лями пород шошонитовой серии, индикаторной для зрелых островных
дуг. Вместе с тем, по данным Д. Н. Салихова [1992], и среди трахиба-
зальтов верхнего девона и раннего карбона в подчиненном количестве
присутствуют толеитовые базальты, что является, по-видимому, отра-
жением влияния продолжающегося спрединга в междуговом бассейне.
Это еще раз позволяет подчеркнуть разницу между геологическими
формациями и петрохимическими сериями пород: в одной формации
присутствуют представители разных серий.
Во франских вулканитах известны проявления медно-цеолитовых
руд, а с интрузивным комплексом связаны железо-медно-ванадиевые
месторождения в габброидах (волковский тип). Вулканиты шошонито-
вой серии и совозрастные с ними вулканогенно-осадочные породы
вмещают известные скарново-магнетитовые месторождения (Магни-
тогорский и Тагильский рудные районы). Завершается вулканизм фор-
мированием интрузий габбро-сиенит-гранитного ряда, с которыми свя-
заны как скарны, так и магматические титаномагнетитовые руды ме-
сторождения г. Малый Куйбас.
Детальное изучение вулканитов каменноугольного возраста в Вос-
точно-Магнитогорской островной дуге показывает, что в последующие
стадии продолжается вулканизм известково-щелочной и субщелочной
серий. Их распространение ограничено по площади. Вулканиты при-
урочены только к системе грабенов, выполненных преимущественно
грубообломочными молассовыми вулканокластами. Разобщенные вул-
канические сооружения характеризуются непрерывным или контраст-
ным разрезом, включающим базальты, трахиты и трахидациты. Наи-
более типичные особенности химизма магматитов заключаются в их
повышенной щелочности калиево-натриевого типа. Вулканиты фор-
мировались как в процессе трещинных подводных излияний, так и в
условиях субаэрального (островодужного) вулканизма из аппаратов
218


центрального типа. Характерна обедненность пород сидерофильными
и обогащенность литофильными элементами. Рассматриваемый вулка-
низм предшествует главному коллизионному этапу формирования юж-
ноуральских островодужных структур — формированию региональ-
ных надвигов с поддвиганием сиалических блоков земной коры под
Магнитогорскую островную дугу.
Вместе с тем, как показано Д. Н. Салиховым [1997], весь этап ста-
новления позднеостроводужных вулканитов протекал на фоне колли-
зии. Синхронно с вулканитами шошонитовой серии формировалась
мощная флишево-олистостромовая толща зилаирской свиты, содер-
жащая обломки островодужных гранитоидов. Образование более
поздних известково-щелочных вулканитов березовской свиты проис-
ходило в условиях шельфа в локальных рифтовых зонах.
РАННЕОСТРОВОДУЖНЫЕ РУДНЫЕ ФОРМАЦИИ
Металлогеническая специализация островодужных формаций Ура-
ла представлена месторождениями меди, цинка, железа. Меньшую роль
играют промышленные концентрации золота, платины, титана, вана-
дия, марганца, алюминия. В качестве попутных полезных компонентов
присутствует широкий геохимический спектр элементов-примесей.
Как и в других островодужных структурах, на Урале устанавлива-
ется четкая связь геологических и рудных формаций. При этом каждое
из главных полезных ископаемых представлено несколькими рудно-
формационными типами, имеющими различное промышленное значе-
ние и связанными с несколькими геологическими формациями в раз-
личные этапы становления островных дуг.
В ранние стадии развития островных дуг Урала медные месторож-
дения представлены двумя основными формационными типами: мед-
но-цинковоколчеданным и медно-порфировым. Месторождения желе-
за преимущественно магматические титаномагнетитовые в расслоен-
ных интрузиях габброидов. Кроме того, с раннеостроводужными ком-
плексами связаны месторождения платины, золота и серебра, а также
марганца (рис. 5.7).
КОЛЧЕДАННЫЕ МЕСТОРОЖДЕНИЯ
Островные дуги Урала содержат крупнейшие в мире залежи мед-
но-цинковоколчеданных руд, которые пространственно и генетически
связаны с риолит-базальтовой формацией. Наряду с чертами сходства
со всеми месторождениями колчеданного семейства, уральские место-
рождения обладают рядом специфических особенностей, характерных
219


^1 П2 A3 04
для месторождений, сформирован-
ных в энсиматических островных
дугах.
Общие признаки месторожде-
ний колчеданного семейства, как
это констатировал В. И. Смирнов,
следующие:
1) рудные залежи сложены
массивными сульфидными рудами,
в которых ведущая роль принад-
лежит сульфидам железа;
2) месторождения формирова-
лись как гидротермально-осадоч-
ные отложения на морском дне в
виде пластов, линз, холмов и в
дальнейшем подвергались текто-
ническим, метаморфическим и
другим преобразованиям вместе с
вмещающими породами;
3) гидротермальные, гидротер-
мально-осадочные породы распо-
лагаются только в лежачем боку
рудных залежей. В канале, выво-
дящем гидротермы на морское дно,
формируются штокверковые руды;
4) главные факторы, опреде-
ляющие состав руд, связаны с со-
держанием щелочей, и прежде все-
го калия, в породах рудоносной
формации и с количественными
соотношениями базальтов, риода-
цитов и осадочных пород.
Рис. 5.7. Схема размещения мес-
торождений раннеостроводужных
рудных формаций в островных ду-
гах Урала.
1-4 — рудные месторождения: У —
медно-цинковоколчеданные, 2 — титано-
магнетитовые, 3 — медно-порфировые,
4— золото-серебряные адуляр-кварцевые.
Остальные знаки см. рис. 5.1.


В отличие от океанических и задуговых зон спрединга колчеданное
оруденение островных дуг тесно связано с кислыми вулканическими
породами. Руды локализованы в депрессионных структурах на склонах
вулканокуполов кислых пород или в межкупольных депрессиях, реже в
депрессиях кальдерного типа. Руды ассоциируют с вулканогенно-
осадочными и гидротермально-осадочными фациями. Их накопление
протекало в заключительные периоды кислого вулканизма. В районах,
где кислый вулканизм протекал неоднократно, формируется ряд колче-
данных залежей на определенных рудоносных уровнях, каждый из ко-
торых отражает перерывы вулканических процессов и формирование
гидротермальных субмаринных полей. Залежи в различных рудонос-
ных уровнях могут залегать друг над другом или закономерно смещать-
ся по латерали в связи с изменением вулкано-структурной обстановки.
Особенности локализации колчеданных руд в энсиматических ост-
ровных дугах рассмотрены ниже на примере Южного Урала. Следует
подчеркнуть, что этому вопросу посвящена обширная литература, в
которой более детально описаны отдельные месторождения и рас-
смотрен ряд вопросов их сложения и генезиса [Бородаевская и др.,
1977, 1984, 1992; Медноколчеданные..., 1992; Система..., 1992].
Металлогенической зоной для колчеданных руд является часть па-
леоостровной дуги, в которой развиты вулканиты контрастной риолит-
базальтовой формации. Эти сегменты островных дуг, как правило,
расположены в тылу вулканической дуги в полосе ее сопряжения с за-
дуговым бассейном. В Западно-Магнитогорской дуге выделяются две
таких зоны: западная — Гайско-Баймакская, в пределах которой разви-
ты наиболее ранние, нижний девон-эйфельские островодужные вулка-
ниты и восточная — Сибайская, где известны как нижнеэйфельские
рудовмещающие толщи (Подольское рудное поле), так и более моло-
дые (нижнеживетские) толеитовые вулканиты, сменяющие толщи из-
вестково-щелочной андезито-базальтовой формации. В восточной ост-
ровной дуге вулканиты контрастной формации расположены к западу
от оси островной дуги, отделяясь от зоны спрединга субщелочными
вулканитами поздних стадий развития островной дуги.
В Тагильской системе островных дуг также уверенно выделяются
две зоны. Первая, Левихо-Терньерская, с колчеданоносными вулкани-
тами раннесилурийского возраста расположена на западном фланге
Западно-Тагильской островной дуги. Вторая, Красноуральская, с ран-
не-позднесилурийским возрастом вулканитов контрастной формации
локализована вдоль восточного фланга Восточно-Тагильской остров-
ной дуги.
Кроме того, к островодужным металлогеническим относятся зоны,
сопряженные со структурами Южного Урала. Это Дегтярская с эй-
221


фельским вулканизмом, которая может рассматриваться как северное
продолжение Гайской зоны, и Каменская с эйфельским и живетским
возрастом пород и руд, являющаяся северным продолжением всей
Магнитогорской структуры.
В каждой из перечисленных зон присутствуют колчеданные зале-
жи нескольких минералого-геохимических типов, среди которых могут
быть выделены два главных: 1) типично уральский, медно-цинковокол-
чеданный, который включает все крупные уральские колчеданные ме-
сторождения и 2) мелкие полиметаллические, преимущественно цин-
ковые и барит-цинковые месторождения, часто с повышенными со-
держаниями золота, а также свинца, серебра и ряда других элементов,
не типичных для колчеданных залежей Урала.
Медно-цинковые колчеданные месторождения включают несколь-
ко минералого-геохимических подтипов.
Первый подтип — медно-цинковый с высоким содержанием пири-
та. Он имеет отношение меди к цинку порядка 1 :3. Свойствен как
риолит-базальтовым вулканитам толеитового ряда, так и нижним за-
лежам колчеданных руд в кислых вулканитах известково-щелочного
ряда. Эти месторождения отличаются весьма простым составом. Ха-
рактерными геохимическими примесями в них являются селен и тел-
лур, основная часть золота присутствует в виде тонкодисперсных
включений в пирите. Характерны весьма низкие содержания свинца
(менее 1-3 г/т).
Второй тип — также медно-цинковый, но с меньшим объемом пи-
рита и более высокой концентрацией меди и цинка при отношении ме-
ди к цинку порядка 1 : 3, 1 :2. Эти месторождения связаны с верхними
уровнями разреза известково-щелочных кислых пород (Стержневая
линза Гайского месторождения и месторождения им. XIX Партсъезда,
Талганское и др.). Колчеданные залежи этого типа обладают за счет
уменьшения объемов железа в целом меньшими запасами руд. Мине-
ралогическими особенностями этих месторождений являются значи-
тельные количества борнита и блеклых руд, большие количества сво-
бодного золота и относительно тонкого дисперсного золота в пиритах,
присутствие значимых концентраций мышьяка, сурьмы, свинца.
В число более редких геохимических подтипов входят колчедан-
ные месторождения с высокими соотношениями меди и цинка (Кара-
башское и др.), а также серно-колчеданные месторождения с низкими
содержаниями всех полезных компонентов (Валенторское). Все эти
месторождения являются разновидностями медно-цинковоколчедан-
ных месторождений уральского типа.
Цинково-баритколчеданные месторождения могут иметь промыш-
ленные содержания меди (Джусинское, Южно-Молодежное), но глав-
222


ными полезными компонентами в них являются цинк (содержание ко-
торого может быть весьма высоким) и золото. В качестве попутных
полезных примесей присутствуют серебро, барит, свинец.
Масштабы этих месторождений невелики, и они могут представ-
лять промышленный интерес только при старательской добыче откры-
тым способом или с применением новых технологий.добычи без тяже-
лых горных выработок. Присутствие в рудных полях месторождений
такого типа может служить критерием для поисков в рудном поле или
районе на более низких рудоносных уровнях медно-цинковоколчедан-
ных месторождений типично уральского типа.
В качестве критериев выделения металлогенической зоны на пер-
вое место выступают, таким образом, формационные критерии, вклю-
чающие анализ геодинамической обстановки, геохимических и петро-
химических особенностей пород, положение данной рудоносной фор-
мации в латеральном и вертикальном ряду геологических формаций
провинции и данной островной дуги. В определении границ металло-
генической зоны в участках, перекрытых более молодыми отложения-
ми, могут использоваться геофизические региональные критерии, ко-
торые должны привлекаться с учетом более поздних тектонических
деформаций, искажающих геофизические поля. Автохтонные зоны
юных островных дуг характеризуются наибольшими значениями гра-
виметрового и магнитного полей, а в аллохтонных их характеристики
зависят от объемов аллохтонных пакетов и особенностей строения ав-
тохтонного фундамента.
Одним из признаков металлогенической зоны является наличие в
ее пределах рудных районов, рудных полей и месторождений, выделе-
ние которых основывается на других критериях.
Рудные районы обособляются по формационным и палеовулкани-
ческим признакам рудоносности, по геохимическим ореолам, а также
по фациальным особенностям вулканитов и продуктов их изменения.
В формационном плане рудный район определяется как ареал раз-
вития вулканитов одной из указанных выше субформаций риолит-
базальтовой формации или сочетания двух из них.
В палеовулканическом отношении для рудных районов юных ост-
ровных дуг характерным признаком является наличие гряд базальто-
вых палеовулканов центрального типа, вдоль которых локализованы
вулканокупола, сложенные кремнекислыми вулканитами. Важным
структурным элементом рудного района являются межгрядовые, скло-
новые и прижерловые кальдерные депрессионные структуры, в кото-
рых локализованы кислые вулканокупола и пространственно связан-
ные с ними колчеданные залежи. В рудных районах должны быть обя-
зательно изучены вопросы миграции вулканизма контрастной форма-
223


ции во времени, выделения вулканических ритмов и выяснения поло-
жения в разрезе рудоносных уровней.
Геохимическая характеристика рудных районов включает наличие
положительных и отрицательных геохимических ореолов рудных эле-
ментов, характерных для колчеданных месторождений.
Рассмотрим особенности эволюции рудообразования рудного рай-
она в Восточно-Магнитогорской дуге на примере Учалинского и Верх-
неуральского рудных районов Учалинско-Александринской колчеда-
ноносной зоны. Отметим, что детальность изучения их геологического
строения уникальна и не имеет аналогов среди других колчеданонос-
ных территорий. В их пределах пробурено более 1 ООО скважин глуби-
ной около 1 км и более, проведен комплекс геофизических работ,
включающих профили сейсморазведочных работ методом MOB, что
позволило составить объемные карты рудного района масштабов
1:50 ОООи 1:25 000.
В пределах Учалинского и Верхнеуральского районов выделяется 5
рудоносных уровней, соответствующих 5 ритмам контрастного вулка-
низма. Первые ритмы сложены контрастными толеитовыми сериями,
последующие — известково-щелочными кислыми вулканитами в ас-
социации с толеитовыми базальтами. Самый верхний рудоносный
уровень залегает выше границы распространения толеитовых базаль-
тов, завершая ритм известково-щелочных вулканитов позднеживетско-
го возраста (рис. 5.8).
Учалинский рудный район выделяется по границе развития двух
наиболее ранних ритмов вулканизма контрастной формации нижнего
живета. В первом из них присутствуют только производные толеито-
вой серии, а во втором среди кислых пород наряду с толеитовыми по-
являются и известково-щелочные. Таким образом, рудный район
включает вулканиты двух субформаций контрастной формации.
Верхнеуральский рудный район выделяется как область развития
толеитовых базальтов и известково-щелочных кислых пород, включая
два ритма нижнеживетского контрастного вулканизма. Кроме того,
здесь проявлен и пятый ритм вулканизма контрастной формации верх-
неживетского возраста, включающий ассоциацию известково-щелоч-
ных андезито-базальтов и андезитов с известково-щелочными кислы-
ми породами. При латеральной миграции вулканизма в одном рудном
поле сочетается не более двух рудоносных уровней.
Устанавливается тенденция закономерного изменения состава руд-
ных залежей, расположенных на разных рудоносных уровнях и под-
стилаемых кислыми породами все возрастающего объема. На нижних
рудоносных уровнях (Учалинский район) колчеданные руды представ-
лены медно-цинковыми залежами с соотношением меди и цинка 1:3.
224


Руды относительно бедные из-за большого количества пирита. Объемы
рудной массы весьма велики. В Верхнеуральском районе с третьим
ритмом вулканизма контрастной формации связаны рудные залежи,
мало отличающиеся от рудных тел более нижних уровней (Узельгин-
ское месторождение). На более верхних уровнях уменьшается относи-
тельное количество пирита, за счет чего некоторые залежи отличаются
меньшими запасами руды, но более высокими содержаниями полезных
компонентов при возрастании отношения меди к цинку 1:2. В рудах
появляются минералы мышьяка, сурьмы, редко свинца. Характерны
более высокие содержания благородных металлов при наличии сво-
бодного золота. На самом верхнем уровне в связи с известково-щелоч-
ным вулканизмом появляются залежи богатых цинковых руд с низкими
содержаниями меди. Подобная зональность состава рудных тел для
разных уровней в той или иной степени контрастности проявлена в
большинстве рудных районов Урала.
В геофизических полях рудные районы характеризуются как об-
ласти анизотропных геофизических полей, отражая контрастность со-
става вулканитов и наличие вулканогенно-осадочных пород.
Рудное поле выделяется как ареал развития рудоносных кислых
пород контрастной формации, с которыми наиболее тесно ассоцииру-
ют колчеданные месторождения. В палеовулканическом плане выде-
ляются два главных типа рудных полей. К первому типу относятся
рудные поля размером 6х 12 км, представленные вулкано-тектоничес-
кими депрессиями, выполненными кислыми вулканитами нескольких
фаз внедрения (Гайское и Подольское рудные поля). Второй тип —
рудные поля того же размера, представляющие собой базальтовое под-
нятие (деформированная в разной степени вулканическая постройка),
включающее ряд сводовых, сегментарных и радиальных депрессий,
выполненных кислыми вулканитами (Узгельское, Молодежное и дру-
гие рудные поля). Рудные тела в них залегают на одном или несколь-
ких рудоносных уровнях, фиксируемых за пределами рудных тел ру-
докластами, рассеянной вкрапленностью сульфидов, развитием гидро-
термально измененных и гидротермально-осадочных пород хлорито-
вого, серицитового, кварц-гематитового и других составов, наличием
продуктов размыва и подводного окисления сульфидных руд [Борода-
евская и др., 1984, 1992; Злотник-Хоткевич и др., 1991; Зайков, Масле-
ников — гл. 6 настоящей книги]. Рудоносные уровни являются глав-
ным металлогеническим элементом рудного поля.
Геохимические ореолы на рудоносных уровнях медно-цинковокол-
чеданных месторождений уральского типа обладают четко выражен-
ной зональностью. Ее обобщенные ряды выглядят следующим обра-
зом: W - Mo - Baj - Sn - Со - Asj - Bi - Си - Zn - Pb - Ag - As2 - Ge -
15 — Металлогения
225


Ва2 - Hg - J [Баранов, 1987]. Вся совокупность ореолов характеризует
собой замкнутую рециклинговую систему. Рудоносные уровни харак-
теризуются повышенной проводимостью, что позволяет применять
скважинно-геофизические методы (МТЗ и др.) как самые эффективные
при бурении структурно-поисковых скважин. В гравиметровых полях
рудные поля характеризуются неоднородностью, при этом гравитаци-
онные ступени отражают фланги базальтовых поднятий и депрессий,
выполненных осадочными породами и кислыми вулканитами. Рудные
поля характеризуется ареалами отрицательных значений магнитных
аномалий не только из-за осадочных пород и кислых вулканитов, но и
за счет широкого развития гидротермально измененных пород, в кото-
рых магнетит и титаномагнетит замещается лейкоксеном и другими
слабомагнитными окисными формами железа.
Для поисков колчеданных руд необходимо представлять объемную
модель рудного поля, что невозможно без проходки профилей струк-
турно-поисковых скважин, глубина которых должна превышать на не-
сколько сот метров глубину рациональных поисковых работ.
В структурном отношении рудные поля могут подразделяться на
три типа: 1) рудные поля в брахискладчатых структурах или пологих
моноклиналях (Узельгинское); 2) рудные поля с напряженной складча-
тостью без существенного нарушения сплошности пород (Учалин-
ское); 3) рудные поля в зонах напряженной складчатости с интенсив-
ным рассланцеванием пород (Дегтярское) или сложенные серией блок-
пластин с тектоническими ограничениями (Сафьяновское).
Зональность рудных полей изучена недостаточно и обычно оцени-
вается по особенностям горизонтальной зональности рудоносных
уровней. Она состоит в характере уменьшения доли меди, золота, же-
леза, серы относительно цинка, свинца, серебра, бария по мере удале-
ния от рудоподводящих каналов и центральных частей расположенных
над ними колчеданных залежей. Вертикальная зональность того же ря-
да элементов выражается в уменьшении доли железа и возрастании
доли сначала всех полезных компонентов, а затем цинка, свинца, се-
ребра, сурьмы и других элементов по мере омоложения рудоносных
уровней и возрастания мощности кислых пород в фундаменте рудных
залежей.
Колчеданные месторождения уральского типа обладают всеми
особенностями, присущими семейству колчеданных месторождений.
Под месторождениями понимается совокупность пространственно
сближенных рудных тел, сформированных на одном рудоносном уров-
не и в пределах единой геологической структуры.
Приведенное выше определение колчеданного месторождения не
всегда совпадает с общепринятым в горной практике. Например, в ли-
226


тературе в качестве единого месторождения описывается Гайское,
включающее ряд рудных залежей на нескольких рудоносных уровнях.
Вместе с тем, в качестве самостоятельных месторождений описывают-
ся месторождения Узельгинское, им. XIX Партсъезда, Талганское и
др., в которых рудные тела располагаются на двух рудоносных уров-
нях, а расстояние между ними не превышают тех же параметров для
Гайского месторождения. В зарубежной литературе под месторожде-
нием нередко понимается рудное поле или даже рудный район (Маунт-
Айзе, Брокен-Хилл и др.). Если механически переносить известные из
литературы данные по месторождениям в банк данных, то естественно
возникает проблема сопоставления совершенно разномасштабных
объектов, при этом разница масштабов не является объективной, а за-
висит лишь от принятой разными авторами понятийной базы, что и
стало причиной уточнения выше понятия «колчеданное рудное место-
рождение».
Основная масса промышленных руд в колчеданных месторождени-
ях уральского типа представлена массивными сульфидными рудами.
По текстурам среди них выделяются следующие главные разновидно-
сти: массивные, брекчиевые и брекчиевидные, ритмично-полосчатые и
полосчатые. Рудные тела обладают зональностью по отношению к
магмовыводящему каналу. Вблизи канала в низах разреза залежей за-
легают пиритовые и магнетит-пиритовые руды (иногда с пирротином),
которые на флангах и вверх по разрезу сменяются халькопирит-сфа-
лерит-пиритовыми и затем сфалерит-пиритовыми. Нередко более ран-
ние ассоциации образуют обломки и глыбы, сцементированные более
поздней рудной массой. На флангах месторождений, в кровле рудных
тел нередко присутствуют пачки переслаивания руд с вмещающими их
туфогенно-осадочными и гидротермально-осадочными породами. Ха-
рактерны ареалы развития рудокластов, а также ритмично-слоистых
продуктов механического разрушения рудных тел (рудные песчаники).
Морфология рудных залежей преимущественно пластовая с разду-
вами, сундучнообразная, лентовидная. Раздувы и рудные столбы, по-
видимому, отвечают реликтам рудных столбов и холмов, аналогичных
современным черным курильщикам и продуктам их дезинтеграции.
Сопоставление морфологии, текстурно-структурных особенностей руд
медно-цинковоколчеданных месторождений Урала с современными за-
лежами колчеданных руд в океанических и заостроводужных бассейнах
детально проработано В. В. Зайковым и В. В. Маслениковым (гл. 6).
Гидротермально измененные породы широко развиты в подошве и
на флангах колчеданных месторождений, а также в подстилающих по-
родах, где нередко фиксируются штокверки рудных прожилков, иногда
частично имеющих промышленное значение. Надрудные толщи обыч-
227


но практически не изменены и не содержат надрудных ореолов рудных
компонентов, которые могут фиксироваться в отдельных зонах нару-
шений или вдоль пострудных даек [Баранов, 1987].
Зональность гидротермальных изменений по мере удаления от ка-
нала выражена в базальтах сменой кварц-пиритовых тел и прожилко-
вых зон альбит-хлорит-карбонатной зоной метасоматитов, переходя-
щей постепенно в продукты регионального пропилитового метамор-
физма. В кислых породах более широко проявлены процессы серици-
тизации и в меньшей степени хлоритизации. Однако и в кислых поро-
дах часто хорошо проявлены среди вулканогенно-осадочных пород в
кровле и подошве рудных залежей массивные хлоритолиты и хлорит-
карбонатные породы, являющиеся продуктами метаморфизма палаго-
нитовых илов. Иногда эти образования включают обломки в различной
мере измененных (в том числе весьма слабоизмененных) вмещающих
пород кислого и основного состава, а также обломки колчеданных руд
разного размера. Следует отметить, что интенсивно преобразованные
породы в подошве рудных залежей не всегда прослеживаются на глу-
бину, фиксируя рудоподводящие каналы. В тех случаях когда они от-
четливо прослеживаются, они имеют форму опрокинутого конуса, рез-
ко сокращаясь в сечении по мере удаления на глубину от рудных тел.
Сечение гидротермально измененных пород, фиксирующих рудопод-
водящий канал, обычно намного меньше площади рудного тела, и
поэтому в процессе поисков обнаружение рудных тел по про-
слеживанию рудоподводящих каналов практически невозможно.
Гораздо эффективнее проводить поиски рудных тел путем
прослеживания и оценки рудоносных уровней в потенциально
рудоносных структурах (на флангах кислых вулканокуполов и в
межкупольном пространстве). Особенности размещения околорудных
фаций метаморфизма преимущественно в подошве рудных залежей
приводит к парадоксальному на первый взгляд выводу — площади
обнажающихся кислых пород с широким проявлением околорудных
изменений и геохимических ореолов являются малоперспективными
для обнаружения рудных залежей, так как фиксируют подрудный
уровень эрозионного среза. Напротив, все крупные, не выходящие на
поверхность месторождения находятся под слабоизмененными
породами, нередко не содержащими геохимических аномалий.
Структуры и текстуры руд колчеданных месторождений Урала де-
тально изучены и описаны Т. Н. Шадлун, Н. В. Петровской, А. Г. Злот-
ником-Хоткевичем, В. В. Маслениковым и отражают процессы гидро-
термально-осадочного рудоотложения и последующего преобразова-
ния. Колчеданные руды всегда в той или иной степени перекристалли-
зованы, подвержены диагенетическим и более поздним преобразова-
228


ниям и содержат прожилки и гнезда, сложенные низкотемпературными
минеральными ассоциациями, обогащенными наиболее подвижными
рудными компонентами. Как правило, вновь образованные рудные
массы не выходят за пределы контуров промышленных рудных зале-
жей. Степень изменения руд соответствует степени изменения вме-
щающих пород.
В зонах интенсивной складчатости рудные тела приобретают кру-
тое и даже опрокинутое залегание, часто не будучи подверженными
при этом рассланцеванию. В зонах интенсивного рассланцевания руд-
ные тела разлинзованы, смяты в гофрированные складки и будиниро-
ваны. Элементы первичных структур и текстур в них сохраняются
только в виде реликтов.
Поисковые признаки и критерии колчеданных месторождений
включают:
1) тесную связь с вулканокуполами кислых пород. При этом руды
располагаются на флангах куполов, в межкупольном пространстве и
реже в надкупольной (кальдерной) зоне. Центральные части кислых
вулканокуполов, сложенные лавовыми фациями без осадочных пород,
как правило, безрудны;
2) приуроченность к локальным депрессиям, что выражено в по-
вышенной мощности осадочных пород как на рудоносном уровне, так
и в перекрывающих и иногда подстилающих толщах. Мощность оса-
дочных пород может быть невелика и их прослои могут выклинивать-
ся по мере удаления от рудоносной структуры;
3) локализацию рудных тел на определенных рудоносных уровнях,
которые приурочены к горизонтам перерывов в вулканической дея-
тельности и проявлениям процессов гидротермально-осадочного рудо-
образования.
Прямые поисковые признаки связаны с наличием на рудоносном
уровне массивных колчеданных руд или их обломков, локальных гра-
виметровых аномалий; аномалий МТЗ, гидротермально-осадочных и
гидротермально измененных пород и геохимических ореолов. По дан-
ным Э. Н. Баранова [1987], для ореолов колчеданных месторождений
уральского типа главными элементами являются Zn, Си; распростра-
ненными — Pb, Mo, Со, Ag, Ва, Hg; второстепенными — Bi, As, Cd,
Au, Sb, Sn, Ge, Sr, J, W, Ni, Mn, V, Cr, Se, Ti, Ga.
Следует иметь в виду, что наличие гидротермально измененных
пород и ореолов на уровне эрозионного среза и наличие аномалий ме-
ди и других компонентов, связанное с интрузиями и дайками габброи-
дов и габбро-диабазов, не имеющих отношения к колчеданным рудам,
не являются поисковыми признаками. Большинство косвенных при-
знаков должно анализироваться в совокупности, для анализа геохими-
229


ческих ореолов может быть использован вектор зональности ореола, а
отсутствие гидротермально измененных пород и геохимических орео-
лов характерно для перспективных площадей, включающих скрытые
месторождения колчеданных руд. Например, никаких рудных ореолов
нет в кровле Учалинского и Ново-Учалинского месторождений. По-
этому основным методом поисков колчеданных залежей является ме-
тод прослеживания и оценки рудоносных уровней с проходкой профи-
лей структурно-поисковых скважин и выявлением потенциальнорудо-
носных структур при совокупности палеофациальных, структурно-
палеовулканических, геофизических, геохимических, минералогиче-
ских и других методов изучения геологических разрезов с анализом
объемной модели рудного поля.
Практический опыт показывает эффективность применения пере-
численных выше критериев при поисках глубокозалегающих рудных
месторождений.
Так, на основе объемного изучения Учалинского месторождения
была показана приуроченность рудных тел к рудоносному уровню, за-
легающему над базальтами и кислыми вулканитами толеитовой серии
[Бородаевская и др., 1984], при этом рудные тела локализованы на
фланге купола кислых пород в локальной депрессии полукольцевой
формы и в последующем вместе с вмещающими породами подвергну-
ты интенсивной деформации, приведшей к крутому залеганию (вплоть
до обратного падения) без существенного рассланцевания вмещающих
пород. Было обосновано продолжение рудоносного уровня на южном и
северном флангах рудного поля, где рудоносный уровень перекрыт
надрудными вулканитами большой мощности. Особо была подчеркну-
та перспектива южного фланга вулканокупольной структуры, которая
была выделена на основе анализа возрастающих мощностей кислых
вулканитов и выклинивания осадочных пород к югу от известных руд-
ных тел. Это дало основание П. И. Пирожку составить проект поисков
колчеданных руд на продолжении рудоносного уровня к югу от из-
вестного месторождения. Его реализация привела к открытию Ново-
Учалинского месторождения, рудные тела которого как по масштабам,
так и по составу, условиям залегания аналогичны Учалинскому место-
рождению.
Ново-Учалинское медно-цинковоколчеданное месторождение
Открытие Ново-Учалинского медно-цинковоколчеданного место-
рождения в 1986 г. ввело Учалинский рудный район в число первых
десяти крупнейших медноколчеданных районов мира. Автор, продол-
жая многолетние работы в районе, в течение ряда лет совместно с
230


В. С. Требухиным, А. Г. Злотник-Хоткевичем и др. изучал Ново-Уча-
линское месторождение и рудное поле. Проведенные исследования по-
зволили охарактеризовать рудную залежь Ново-Учалинского месторо-
ждения: главное внимание уделено особенностям распределения тек-
стурно-структурных типов руд и главных рудных компонентов; рас-
смотрена модель формирования рудного тела; уточнено положение ме-
сторождения в структуре рудного поля, а также сделано сравнение
особенностей строения Ново-Учалинского месторождения с располо-
женным в 1.5 км севернее Учаличским месторождением. Исследова-
ния авторов проводились в тесном контакте с геологами Учалинского
комбината и Межозерной геологоразведочной партии.
Учалинское месторождение является одним из первых колчедан-
ных месторождений, открытых на Южном Урале. Месторождение дли-
тельные годы в процессе эксплуатации изучалось М. Б. Бородаевской и
ее учениками. Наиболее полное описание месторождения и рудного
поля приведено в работах [Бородаевская и др., 1984; Злотник-Хоткевич
и др., 1991; Пирожок и др., 1992]. Учалинское рудное поле сложено
наиболее нижними частями разреза раннеживетской (карамалыташ-
ской) риолит-базальтовой формации. В современной структуре рудное
поле приурочено к западному крылу асимметричной Учалинской ан-
тиклинальной складки с крутым падением пород на западном крыле и
более пологим на восточном. Складка вдоль оси осложнена зоной раз-
лома, по которому восточное крыло опущено (рис 5.8).
На широте Учалинского месторождения зона разлома представле-
на совмещением двух нарушений — кольцевого разлома, отделяющего
рудовмещающую часть разреза от более молодых известково-щелоч-
ных андезито-базальтовых вулканитов позднего живета, и субмеридио-
нального разлома, прослеженного южнее вдоль оси Учалинской анти-
клинали. Суммарная амплитуда опускания восточного крыла антикли-
нали по двум совмещенным разломам превышает здесь 1 км. На широ-
те Ново-Учалинского месторождения кольцевой разлом, ограничи-
вающий распространение верхнеживетских отложений, смещен к вос-
току от оси антиклинали, а амплитуда опускания пород восточного
крыла антиклинали составляет около 100 м (рис. 5.8).
В западном крыле складки, вмещающем рудные залежи Учалин-
ского рудного поля, породы обладают моноклинальным западным па-
дением. Вблизи оси складки углы падения пород составляют 60-80°,
иногда приобретая обратное восточное падение. Несмотря на это, по-
роды не рассланцованы и сохраняют массивное сложение.
Подрудный разрез рудного поля включает две толщи — базальто-
вую, залегающую в ядре антиклинали, и риодацитовую, к кровле кото-
рой приурочен рудоносный уровень, вмещающий как Учалинское, так
231


и Ново-Учалинское месторождения. Рудные тела подстилаются и пе-
рекрываются туфогенно-осадочными породами, являющимися рудов-
мещающими фациями (рис. 5.8). Надрудная часть разреза представле-
на двумя базальтовыми толщами.
Подрудные базальты не обнажены на поверхности. Верхняя часть
их разреза мощностью до 200 м вскрывается глубокими скважинами
под толщей кислых пород и представлена пиллоу-лавами. Над базаль-
тами в крыльях складки залегают риодациты, представленные пре-
имущественно лавовыми фациями. Мощность толщи риодацитов, к
кровле которой приурочены колчеданные руды, изменяется от 150 до
500 м и более. В областях максимальных мощностей лавовых фаций
предполагается наличие трех вулканокупольных построек. Наиболее
изучена вулканокупольная постройка, расположенная между Учалин-
ским и Ново-Учалинским месторождениями. Предположение о воз-
можном наличии колчеданных руд на южном фланге этого риодацито-
вого вулканокупола было положено в основу поискового проекта, реа-
лизация которого привела к открытию Ново-Учалинского месторожде-
ния на глубине более 700 м от дневной поверхности.
Толща риодацитов, обнажающаяся между месторождениями и по-
гребенная под надрудными базальтами в связи с ундуляцией шарнира
антиклинали на северном и южном флангах рудного поля, прослежена
глубокими скважинами в осевой части антиклинали на расстоянии
18 км. В кровле риодацитовой толщи залегают пирокластические по-
роды того же состава, представленные разнообломочными слоистыми
флюидальными витрокластическими туфами, с прослоями кремнистых
осадков, которые непосредственно подстилают рудные тела колчедан-
ных месторождений.
Рис. 5.8. Реконструкция Учалинского рудного поля с указанием поло-
жения колчеданных руд относительно подрудного купола риодацитов
(наверху) и геологические профили: 7 — через южный фланг Учалинского
месторождения, 2 — через северный фланг Ново-Учалинского месторожде-
ния.
1-8 — риолит-базальтовая формация (D2gvi) и размещение в ней рудных тел:
1-3 — подрудные толщи (7 — базальты, 2 — риодациты. 3 — туфы риодацитов), 4 —
туфогенно-осадочные и гидротермально-осадочные породы. 5 — медно-цинковокол-
чеданные руды, 6-8 — надрудные толщи (б — лавы и туфы базальтов и риодацитов,
7 — пиллоу-лавы базальтов, 8 — агломератовые и лапиллиевые шлаки плагиопорфиро-
вых базальтов); 9. 10 — дацит-андезито-базальтовая формация (D2gV2>: 9 — туфы и ла-
вы андезитов и андезито-базальтов, 10 — субвулканические тела кварц-пироксеновых
андезито-дацитов; 11, 12 — интрузивные тела (D31): 77 — габбро-диориты, 72 — мик-
родиориты; 75-79 — прочие обозначения: 13 — сбросо-сдвиги, 14 — границы потоков,
75, 16 — литологические границы (75 — согласные, 16 — несогласные), 77 — линии
поперечных разрезов, 18 — скважины, 79 — контуры карьера.
233


Колчеданные залежи Учалинского и Ново-Учалинского месторож-
дений локализованы симметрично соответственно на северном и юж-
ном флангах Учалинской риодацитовой вулканокупольной постройки.
Руды формировались в депрессионных структурах на склонах риода-
цитового купола. Наличие синвулканических депрессий устанавлива-
ется по возрастанию мощности туфогенно-осадочных пород в рудов-
мещающей части разреза. Руды в пределах рудовмещающей пачки пе-
рекрыты пестрой полифациальной пачкой переслаивания вулканоген-
но-осадочных пород с лавами и туфами основного и кислого состава,
мощность которых колеблется от первых до 150 м.
Надрудный разрез сложен двумя толщами базальтов. Непосредст-
венно над рудовмещающей пачкой залегает толща пиллоу-лав толеи-
товых базальтов мощностью до 800 м, расчленяющаяся на серию ла-
вовых потоков мощностью 10-20 м. Потоки сложены афировыми и
мелкопорфировыми миндалекаменными базальтами, содержащими до
10% вкрапленников плагиоклаза и клинопироксена. Структура базаль-
тов апоинтерсертальная и гиалопилитовая.
Выше залегает толща шлаков пироксен-плагиоклазовых порфири-
тов (600-1 000 м), сложенная преимущественно агломератовыми и ла-
пиллиевыми в разной мере спекшимися туфами. В пределах толщи к
западу от Учалинского месторождения картируются околожерловые
фации, включающие основной объем агломератовых туфов с обломка-
ми до 0.3-3 м, позволяющие предполагать наличие здесь центра вул-
канического сооружения. К северу и югу от предполагаемого центра
базальтового вулканизма распространены промежуточные фации, сло-
женные преимущественно лапиллиевыми туфами с включениями вул-
канических бомб размером до 20-40 см. На южном фланге рудного по-
ля толща сложена удаленными фациями, для которых характерно по-
явление прослоев тонкослоистых туффитов и лавовых потоков базаль-
тов. Базальты шлаковой толщи обладают порфировым сложением,
включая крупные (до 1 см и более) вкрапленники плагиоклаза и реже
крупные вкрапленники клинопироксена. Структуры базальтов порфи-
ровые с гиалопилитовым, гиалиновым и пилотакситовым базисом. Ха-
рактерно обилие миндалин разного размера.
Выше описанных толщ в западном крыле антиклинали за предела-
ми рудного поля залегает верхняя часть разреза контрастной форма-
ции, в которой возрастает роль кислых пород, представленных извест-
ково-щелочными риолитами и дацитами. С запада они согласно пере-
крываются позднеживетскими андезито-базальтами и вулканогенно-
осадочными отложениями улутауской свиты. К востоку от Учалинско-
го рудного поля, за кольцевым разломом, позднеживетские вулканиты
и осадочные породы улутауской свиты залегают с отчетливо выражен-
234


ным стратиграфическим и угловым несогласием, перекрывая нижнюю
часть разреза риолит-базальтовой формации и залегая над толщей
пиллоу-лав и шлаков. Эта важная особенность строения рудного поля
выпала из рассмотрения в последних монографических описаниях
Учалинского месторождения [Минеральные..., 1994].
Породы Учалинского рудного поля являются типичными острово-
дужными толеитами. Подтверждением принадлежности пород к то-
леитовой серии являются данные о распределении в породах Ново-
Учалинского месторождения редких земель (рис. 5.9). Распределение
1001
La Се
—I г—
Sm Eu
Tb
—i—i
Yb Lu
Рис. 5.9. Нормированное по хондриту распределение редкоземельных
элементов в породах Ново-Учалинского месторождения.
У, 2 — подрудные пиллоу-лавы: У — мелкопорфировый базальт, 2 — гиалокластит;
3-5 — пиллоу-лавы надрудной толщи: 3-4 — мелкопорфировые базальты, 5 — гиало-
базальты; 6 — крупноплагиоклазовые базальтовые порфириты шлаковой толщи;
7-10 — риодациты подрудной толщи, 7-9 — базокварцевые, У0 — кварцевые; 11 —
риодациты надрудной толщи; У2 — известково-щелочные базальты именновской свиты
из сверхглубокой Уральской скважины.
Анализы У-УУ выполнены в ИМГРЭ, У2 — в ЦНИГРИ.
235


этих элементов в базальтах сходно с толеитами Марианской и других
современных энсиматических островных дуг. По сравнению с извест-
ково-щелочными кислыми вулканитами верхних частей разреза кара-
малыташской риолит-базальтовой формации (Узельгинское рудное по-
ле) и особенно с вулканитами андезито-базальтовой формации кислые
вулканиты обеднены легкими редкими землями. О толеитовом составе
исходных расплавов свидетельствует и состав клинопироксенов над-
рудных толщ, который закономерно меняется от низов толщи пиллоу-
лав вверх по разрезу с возрастанием их известковистости и глиноземи-
стое™, а также данные по соотношению изотопов стронция в риода-
цитах Учалинского месторождения, которые составляют 0.7044 [Бобо-
хов, 1991].Руды как Учалинского, так и Ново-Учалинского месторож-
дений обладают согласным с вмещающими породами крутым запад-
ным падением, а местами, в связи с флексурным изгибом, приобрета-
ют опрокинутое залегание (рис. 5.8). Несмотря на интенсивные де-
формации пород и руд, последние не обнаруживают признаков значи-
тельного динамометаморфизма и сохраняют первичные текстуры и
структуры.
Рудная залежь Ново-Учалинского месторождения имеет форму
линзы, протяженность которой составляет по простиранию 1 200, по
падению — более 700 м. В поперечном сечении верхняя часть залежи
обладает значительно большей мощностью, чем нижняя. На верти-
кальном сечении выявляются два раздува рудного тела, разделенные
пережимом над выступом пород подрудного риодацитового купола.
Залежь опрокинута в зоне флексурного перегиба, который прослежи-
вается по всем изученным разрезам вплоть до южного фланга Учалин-
ского месторождения.
Контакт рудной залежи с перекрывающими породами, в которых
практически не проявлены околорудные изменения, очень резкий. Со
стороны лежачего бока развиты субпластовые зоны кварц-серицит-
хлоритовых метасоматитов и линзы кремнистых осадков с неравно-
мерно распределенной слабой пиритовой вкрапленностью. В пределах
рудной залежи картируется несколько прослоев хлоритизированных
туфогенно-осадочных пород.
По минеральному составу руды Ново-Учалинского месторождения
не отличаются от других медно-цинковоколчеданных месторождений
Южного Урала. По данным А. С. Злотника-Хоткевича, главными ми-
нералами являются пирит, представленный несколькими генерациями;
сфалерит и халькопирит; значительно менее распространены галенит,
теннантит, магнетит, халькозин, самородное золото. Жильные минера-
лы составляют не более 5-10% рудной залежи и представлены карбо-
натом, баритом и кварцем.
236


По данным опробования, руды разделяются на серно- и медно-
цинковоколчеданные. Последние наиболее распространены. Отноше-
ние меди к цинку в них равно 1 :3, как и в рудах Учалинского место-
рождения. Вкрапленные руды распространены незначительно в туфо-
генно-осадочных породах лежачего бока залежи. По текстурным при-
знакам среди руд выделяются массивные, полосчато-брекчиевые и по-
лосчатые разности (рис. 5.10).
Рис. 5.10. Распределение текстурных типов руд в колчеданных зале-
жах Ново-Учалинского месторождения по простиранию (а) и вкрест про-
стиранию рудной залежи (б).
1-6 — текстуры руд: 1 — массивные афанитовые, монотонные, 2 — полосчатые,
3 — обломочные, 4 — полосчатые с нерудными прослоями, 5 — раздельно-зернистые,
б — густовкрапленные; 7 — кварц-серицитовые метасоматиты по туфам риодацитов с
вкрапленностью и прожилками сульфидов; 8 — сбросо-сдвиговое нарушение.
Массивные руды пиритового и халькопирит-пиритового состава
образованы сростками плохоограненных пентагон-додекаэдров пирита
(до 0.5 мм), промежутки между которыми выполнены халькопиритом
или жильными минералами. В отдельных участках сохраняются ре-
ликты метаколлоидных агрегатов пирита в виде фрамбоидов и их ко-
лоний, радиально-лучистых сфер и криптозернистых масс с концен-
трической зональностью. Полосчато-брекчиевые руды состоят из об-
ломков пиритовых и халькопирит-пиритовых руд, по особенностям
строения полностью идентичных вышеописанным массивным рудам,
и полосчатого сфалерит-пиритового цемента. Размер обломков колеб-
лется от 0.1 до 1.0 см. Изредка встречаются более крупные обломки до
3-8 см. Форма обломков окатанная и полуокатанная, количество их не
превышает 20-30 %. Полосчатый цемент образован чередованием по-
лос существенно пиритового и сфалеритового состава мощностью от
первых миллиметров до 1-1.5 см. В существенно сфалеритовых поло-
сах обычно присутствуют включения идиоморфных зерен пирита, а
также магнетита, галенита и теннантита. Существенно пиритовые по-
237


лосы состоят из мелких осколков пиритовых зерен размером от сотых
долей до 0.3-0.5 мм, в которых при травлении заметна зональность
роста, срезаемая границами зерен и цементирующей метаколлоидной
пиритовой массы. Цемент состоит преимущественно из криптозерни-
стого пирита, колоний фрамбоидов и радиально-лучистых сфер. Фор-
ма полос линейная, слабоволнистая, часто линзовидная. Крупные об-
ломки огибаются полосчатостью. В отдельных случаях видно заполне-
ние впадинок между крупными обломками тонкообломочной микро-
слоистой массой с изгибами слоев, приближенно повторяющих конту-
ры впадин. Обломки уплощенной формы ориентированы согласно
слоистости.
Полосчатые руды по строению и составу практически идентичны
полосчатому цементу полосчато-брекчиевых руд. Изредка в них при-
сутствуют мелкие (до 2-3 мм) обломки агрегатов перекристализован-
ного пирита массивных руд. В отличие от полосчатого цемента здесь
отмечаются различные соотношения тонкообломочного и метаколло-
идного цементирующего материала в различных полосах существенно
пиритового состава. Выделяются полосы, состоящие целиком из тон-
козернистого (0.1-0.3 мм) пиритового песка; полосы метаколлоидного
пирита, не содержащие обломочного материала, и переходные между
ними разновидности. Весьма сложна морфология полосчатости. Здесь
помимо линейной характерны линзовидная, перистая, волнистая,
плойчатая и петельчатая полосчатости.
Иногда в рудах встречаются маломощные (до 0.5 мм) прослои па-
раллельно-слоистых песчано-алевролитовых туфов, состоящих из кри-
сталлов плагиоклаза и пироксена, а также редких рудокластов. Ниж-
ние контакты туфов с рудами обычно волнистые, тонкие слои вулка-
нокластики плавно обтекают небольшие неровности на поверхности
руды. Верхние контакты большей частью извилистые и перистые с
многочисленными петлевидными изгибами слоев и карманами, запол-
ненными мелкими рудокластами размером до 3 мм. В перекрывающих
рудах на контакте с туфами полосчатость обычно извилистая с завих-
рениями либо перистая.
Описанные особенности строения руд указывают на то, что их об-
разование обусловлено по крайней мере двумя процессами. С процес-
сом хемогенного осаждения, очевидно, связано накопление массивных
пиритовых и халькопирит-пиритовых руд, а также образование мета-
коллоидного цементирующего пирита и сфалерита в полосчатых и по-
лосчато-брекчиевых рудах. Присутствующий в этих рудах обломочный
материал, по-видимому, образован в процессе разрушения и механиче-
ского перемещения рудного вещества. Источником обломочного мате-
риала являлись главным образом массивные руды.
238


Полосчатые, петельчатые и перистые рисунки полосчатости указы-
вают на то, что рудные осадки, содержащие обломочный материал,
подвергались оплыванию и оползанию. Особенно ярко это видно на
контакте руд с прослоями туфов. Здесь из-за различия в плотности
создавались условия для гравитационной неустойчивости и, следова-
тельно, для оползания осадков. Очевидно, что оползание могло осуще-
ствляться в условиях неровного рельефа поверхности накопления руд-
ного вещества.
Анализ объемного распределения выделенных текстурных разно-
видностей руд подтверждает существование расчлененного рельефа.
На рис. 5.10 видно, что массивные пиритовые и халькопирит-пирито-
вые руды образуют серию линзовидных тел, сосредоточенных в трех
локальных участках рудной залежи — северо-восточном, северо-за-
падном и юго-западном. Именно в этих участках установлены интен-
сивные проявления вкрапленной минерализации в туфах лежачего бо-
ка, которые, по-видимому, фиксируют пути движения гидротермаль-
ных растворов, т. е. рудоподводящие каналы. Полосчато-брекчиевые
руды пространственно тяготеют к линзам массивных руд и большей
частью образуют их латеральные продолжения. Полосчатые руды с
наиболее тонким обломочным материалом выполняют промежутки
между линзами массивных руд и сопровождающих их полосчатых
брекчий.
Все это в совокупности указывает на существование в пределах
месторождения по крайней мере трех центров выхода гидротермаль-
ных растворов, над которыми накапливались массивные руды. Оче-
видно, в этих участках формировались сульфидные холмы, которые
являлись источником обломочного материала для последовательно
сменяющих друг друга полосчато-брекчиевых и полосчатых руд, лока-
лизованных на склонах холмов.
Существование трех центров гидротермальной активности под-
тверждается также анализом данных опробования (рис. 5.11). На схеме
распределения средневзвешенных содержаний на вертикальной про-
екции выделяются три поля максимальных концентраций серы, кото-
рые пространственно совпадают с проявлениями вкрапленной мине-
рализации и линзовидными телами массивных руд. Максимумы кон-
центраций меди локализованы в области северо-восточного и северо-
западного центров гидротермальной активности. В области северо-
западного центра, где тела массивных руд состоят преимущественно
из пирита, концентрация меди минимальна.
Максимумы концентрации цинка, напротив, пространственно ра-
зобщены с максимумами серы и меди. Один из них располагается ме-
жду северо-западным и юго-восточными центрами гидротермальной
239


Рис. 5.11. Распределение содержаний (мае. %) серы, меди и цинка в
колчеданных залежах Ново-Учалинского месторождения по простиранию
(а) и вкрест простиранию рудной залежи (б).
активности, второй — между северо-восточным и юго-восточным цен-
трами. Между этими максимумами и южнее юго-восточного центра
расположены умеренные концентрации цинка. Минимальные содер-
240


жания цинка пространственно совпадают с максимальными серы. По-
ля высоких концентраций всех рассмотренных элементов вытянуты в
восток-северо-восточном направлении и, по-видимому, отражают на-
правление рудоподводящих разрывных структур.
Пространственная разобщенность максимумов концентрации ру-
дообразующих элементов устанавливается и в вертикальном разрезе
рудных тел. Максимумы меди и серы сосредоточены главным образом
в основании залежи над выводящими каналами. Максимумы цинка,
напротив, тяготеют к кровле залежи и расширяются по мере удаления
от выводящих центров.
Отмеченные особенности распределения концентраций рудообра-
зующих элементов хорошо согласуются с теорией геохимической зо-
нальности колчеданных руд, согласно которой комплексные соедине-
ния меди неустойчивы и распадаются при относительно высоких тем-
пературах, что приводит к отложению халькопирита в наиболее горя-
чих, т. е. надканальных частях гидротермальной системы. Комплекс-
ные соединения цинка напротив более устойчивы и распадаются при
температурах ниже 300-250° С. В связи с этим сфалерит накапливается
в более холодных фланговых частях системы, а также на завершающих
этапах гидротермальной деятельности, когда температура раствора
снижается до 300° С. Эти данные согласуются с изучением температур
рудообразования подобных руд, проведенным на Учалинском место-
рождении А. Г. Злотник-Хоткевичем.
На разрезах устанавливается ритмичность в распределении линз
массивных руд и максимумов концентраций рудообразующих элемен-
тов, которая может являться результатом цикличности гидротермально-
го процесса. Можно предположить существование по крайней мере двух
циклов наиболее интенсивной гидротермальной деятельности. Ранний
цикл, как видно на рис. 5.11, был более продуктивен в отношении меди,
поздний — в отношении цинка. В пределах северо-западного центра
минеральные продукты двух циклов слиты воедино, однако их проявле-
ния отмечены тонкими прослоями туфов в средней части линзы массив-
ных руд. Обогащение руд верхнего уровня цинком могло быть обуслов-
лено как понижением температуры гидротерм, так и переотложением
цинка из руд раннего цикла на верхнем рудоносном уровне.
Учалинское месторождение весьма сходно с Ново-Учалинским по
условиям локализации оруденения, характеру геологического разреза и
положению в нем рудных тел, масштабам оруденения, содержаниям
полезных компонентов и по особенностям морфологии залежей. Руд-
ные тела месторождений расположены на том же рудоносном уровне
над риодацитами симметрично по отношению к разделяющей их вул-
канокупольной структуре и перекрыты той же толщей пиллоу-лав. За-
16 — Металлогения
241


лежь Учалинского месторождения состоит из двух раздувов (северного
и южного), разделенных пережимом, образованным на месте куполо-
видного поднятия на фланге главного риодацитового купола в центре
рудолокализующей депрессии. Флексурный изгиб рудного тела по па-
дению в точности соответствует такому же изгибу рудной залежи Но-
во-Учалинского месторождения.
Отличает эти месторождения характер внутреннего строения зале-
жей. На Учалинском месторождении установлен один рудоподводя-
щий канал, пространственно совпадающий с малым риодацитовым
куполом в центре рудолокализующей депрессии. Он фиксируется пи-
ритовым штокверком и зоной интенсивного кварц-серицитового пре-
образования подрудных пород. По данным исследователей [Бородаев-
ская и др., 1984; Злотник-Хоткевич и др., 1991] над зоной фиксируется
овальный сульфидный холм, образованный массивными и слабобрек-
чированными глыбовыми пирит-халькопиритовыми рудами, прони-
занными штокверком тонких сфалерит-пиритовых прожилков вдоль
трещин отрыва. Высота холма оценивается в 150-200, диаметр осно-
вания его — 400-500 м. Холм окружен обвальными брекчиями, кото-
рые выполняют прилегающие к нему впадины. Брекчии состоят из об-
ломков халькопирит-пиритовых руд того же облика, как и в холме, и
метаколлоидного сфалерит-пиритового цемента. По мере удаления от
холма в брекчиях снижается размер обломков, увеличивается степень
их окатанности, появляются признаки их сортировки по крупности,
изредка фиксируются следы оплывания. На северном и южном фланге
залежи седиментационные брекчии сменяются рудными турбидитами
с градационной слоистостью, среди которых выделяются дистальные
фации. Для последних характерна конволютная слоистость, знаки ряби
на поверхности напластования и чередование с туфогенными и крем-
нисто-гематитовыми осадками. Обилие рудокластов и других продук-
тов механического разрушения руд является главным отличием Уча-
линского месторождения от рассмотренного выше Ново-Учалинского.
Месторождения различаются также по интенсивности проявления
гидротермальных преобразований подрудных пород. На Учалинском
месторождении в низах толщи риодациты превращены в кварц-сери-
цит-хлоритовые метасоматиты, которые вблизи рудного холма над ру-
доносным каналом сменяются кварц-серицитовыми породами с лин-
зами кварцитов и вкрапленных руд. Над рудным телом на флангах от
рудоподводящего канала развит горизонт хлоритолитов (палагонито-
вых илов), содержащий многочисленные обломки и глыбы рудокла-
стов. В отличие от этого в подрудной толще Ново-Учалинского место-
рождения гидротермальные изменения пород проявлены менее интен-
сивно, а хлоритолиты и рудокласты над рудным телом отсутствуют.
242


Менее проявлены и вкрапленные руды в подошве рудного тела и рудо-
подводящих каналах.
Существенно другой и характер распределения рудообразующих
элементов. На Учалинском месторождении на вертикальной проекции
выделяется один максимум концентрации серы и меди, конформный с
очертаниями сульфидного холма. Максимумы концентраций цинка
расположены ближе к флангу залежи, образуя полукольцевую цепочку
вокруг сульфидного холма. Распределение этих элементов по мощно-
сти залежи в принципе сходно с Ново-Учалинским месторождением:
медь и сера концентрируются в основании, цинк — в кровле рудной
залежи. Температура образования руд из разных частей залежи соот-
ветствует следующим величинам: в лежачем боку в центре залежи
320-350, в висячем боку и на флангах 180-280, в горизонте слоистых
РУД 120° С.
Таким образом, распределение рудоподводящих каналов сущест-
венно влияет на особенности внутреннего строения рудных залежей.
Разгрузка растворов над одним рудовыводящим каналом способствует
формированию высоких сульфидных холмов, которые обычно быстрее
разрушаются с образованием шлейфов механически переотложенных
сульфидных руд, объем которых на Учалинском месторождении со-
ставляет более 70%. При нескольких выходах гидротермальных ис-
точников происходит рассредоточение осаждаемого рудного вещества
и соответственно уменьшение высоты образуемых сульфидами рудных
холмов и масштабов механического перемещения рудного материала,
которое осуществляется большей частью путем оползания слабодиаге-
незированных рудных осадков во впадины между сульфидными хол-
мами. В обоих случаях механически перемещенный сульфидный мате-
риал цементируется хемогенными сульфидными отложениями пре-
имущественно сфалерит-пиритового состава. Предполагается, что
рудный материал поступал в рудные осадки сверху в виде тонкой взве-
си, поскольку в этих рудах нигде не обнаруживаются признаки проса-
чивания растворов снизу сквозь ранее отложенную рудную массу, в от-
личие от массивных руд в надканальных частях залежей, где постоян-
но можно наблюдать разноориентированные прожилки сфалерит-пи-
ритового состава преимущественно в трещинах отрыва.
В целом Ново-Учалинское колчеданное месторождение является
типичным островодужным медно-цинковоколчеданным месторожде-
нием (уральский тип). Месторождение обладает многими чертами
сходства с широко известным Учалинским месторождением. Их объе-
диняет положение рудных тел на одном уровне геологического раз-
реза, симметричное положение по отношению к вулканокуполу под-
рудных риодацитов, сходство объемов рудной массы и морфологии
243


рудных тел, содержание и распределение рудообразующих компонен-
тов, сходные процессы накопления рудного вещества, а также характер
и степень проявления складчатых послерудных деформаций. Различия
месторождений фиксируются в особенностях текстур руд и характере
распределения рудного вещества, зависящих от положения и количест-
ва рудоподводящих центров. Они предопределили морфологию руд-
ных холмов и масштабы их механического разрушения в процессе ру-
дообразования. Если Учалинское месторождение формировалось в ви-
де высокого рудного купола над одним рудоподводящим каналом, что
приводило к интенсивному процессу механического разрушения этого
купола в процессе рудоотложения, то Ново-Учалинская рудная залежь
была сформирована в виде невысоких рудных холмов, и механические
перемещения рудного вещества протекали в основном в виде переме-
щения неконсолидированного рудного осадка.
Изучение особенностей процессов формирования рудных залежей
Ново-Учалинского месторождения показывает, что крупные колчедан-
ные месторождения могут формироваться не только в виде крупных
высоких куполов, как это предполагается для Учалинского месторож-
дения, но и в виде сочетания ряда невысоких рудных холмов над не-
сколькими выходами рудообразующих гидротермальных растворов,
что приводит к формированию рудных залежей такого же объема.
МЕСТОРОЖДЕНИЯ САМОРОДНОЙ ПЛАТИНЫ В ИНТРУЗИЯХ
ДУНИТ-КЛИНОПИРОКСЕНИТ-ГАББРОВОЙ ФОРМАЦИИ
В дунитовых ядрах расслоенных массивов Нижнетагильского,
Светлый бор, Каменушинского, Гладкая сопка, Денежкин камень, горы
Соловьевой и др. были локализованы уже отработанные магматиче-
ские месторождения платины (Госшахта, Крутой лог, Соловьев лог и
др.). Платиновые руды представляли собой системы крутых прожил-
ков, гнезд, столбов, линз и шлиров, сложенных хромитами, без резких
контактов с вмещающими дунитами. Периферия шлиров включала
хромшпинелиды, оливин. Отдельные зерна платины в дунитах нахо-
дились без хромитов. Наряду с хромитовыми линзами они служили
источниками для россыпей. Известны были также дунитовые пегмати-
ты, содержащие ряд акцессорных минералов, в том числе платину, В
настоящее время все коренные месторождения самородной платины
выработаны и платиноносные массивы могут рассматриваться лишь
как источник россыпей.
Металлогенической зоной для месторождений платины и титано-
магнетитовых руд, связанных с юной островной дугой, является зона
развития расслоенных интрузий дунит-клинопироксенит-габбровой
формации. На современном эрозионном срезе Урала уверенно выделя-
244


ется лишь одна Западно-Тагильская зона, в пределах которой распола-
гается знаменитый платиноносный пояс Урала. Вместе с тем, отдель-
ные массивы рассматриваемой формации с проявлениями железных
руд известны в тектонических блоках поднятого фундамента Восточ-
но-Магнитогорской островной дуги (Сахарнинский массив).
В палеотектоническом плане металлогеническая зона представляет
собой западную аккреционную призму Западнотагильской островной
дуги.
Рудным районом является один крупный массив или сочетание не-
скольких сближенных массивов. Контуры рудных районов на совре-
менном эрозионном срезе отражают результаты сложных тектониче-
ских деформаций. Рудными полями являются ареалы продуктивных
фаций расслоенных массивов, а контуры месторождений определяют-
ся бортовыми содержаниями платины.
ТИТАНОМАГНЕТИТОВЫЕ МЕСТОРОЖДЕНИЯ
Титаномагнетитовые месторождения, как и месторождения плати-
ны, связаны с расслоенными массивами дунит-клинопироксенит-габ-
бровой формации. Но титаномагнетитовые месторождения в отличие
от платины локализуются не в дунитах, а в промежуточных зонах,
сложенных клинопироксенитами.
Месторождения представлены преимущественно вкрапленными
рудами. Массивные руды, слагающие мелкие линзо- и жилообразные
тела, имеют подчиненное значение.
Типичными титаномагнетитовыми месторождениями являются Гу-
севогорское, Качканарское, Первоуральское, а также месторождения
Кытлымской группы. В восточном сегменте платиноносного пояса сре-
ди вулканогенно-осадочных пород на контактах с габброидами и пла-
гиогранитами присутствуют своеобразные нескарновые роговиковые,
сформированные при температуре около 650° С. Они представлены пи-
роксен-амфибол-плагиоклазовыми метасоматитами с магнетитовыми
месторождениями Есютинской группы, отличающимися от скарновых
месторождений повышенными содержаниями в рудах титана, ванадия и
хрома.
Качканарское месторождение
Качканарское месторождение сложено шлирово-вкрапленными ти-
таномагнетитовыми и магнетитовыми рудами. Протяженность полосы
оруденения около 8.5, ширина до 3 км. Рудное тело строго стратифи-
цировано, будучи приуроченным к определенной зоне расслоенного
массива, сложенной клинопироксенитами, обрамляющими дунитовое
245


ядро массива. Клинопироксениты представлены двумя главными раз-
ностями, оливиновыми и магнетитовыми. Последние тяготеют к пери-
ферии расслоенных массивов и обрамляются габброидами. Оливино-
вые пироксениты отделяют магнетитовые от дунитов и содержат
5-30% оливина и 70-95% моноклинного пироксена малоглиноземи-
стого слабожелезистого типа.
В магнетитовых клинопироксенитах среднее содержание магнети-
та составляет около 0.5 %, возрастая в зонах, обогащенных шлирами и
вкрапленниками магнетита, где все породообразующие минералы об-
ладают повышенной железистостью. Содержание магнетита в рудах
колеблется от 14 до 34%, составляя в среднем 16% при содержании в
рудах двуокиси титана 0.8-2 %.
Среди клинопироксенитов встречаются линзовидные субпластовые
сплошные титаномагнетитовые рудные тела, которые рассматриваются
как продукт кристаллизации остаточной рудной магмы (Кусинское ме-
сторождение). Вдоль контакта с габброидами, слагающими внешнюю
зону расслоенных массивов, породы обогащены апатитом и халькопи-
ритом. Рудные тела, границы которых определяются опробованием
или контактами пород, содержат титаномагнетит и магнетит, а также
ильменит, пирит и пирротин, халькопирит и борнит, ковелин и апатит,
платину и палладий.
МЕСТОРОЖДЕНИЯ МАРГАНЦА
Кремнисто-марганцевые рудопроявления вулканогенно-осадочного
генезиса выделены в особый южноуральский тип. Они частично раз-
рабатывались в военное время. Промышленная значимость их в на-
стоящее время ревизуется в связи с необеспеченностью уральской
промышленности отечественным сырьем.
Рудопроявления представлены силикатными и карбонатными ру-
дами, локализованными в яшмах и кремнисто-железисто-марганцевых
осадочных и эксгаляционно-осадочных породах, тяготеющих преиму-
щественно к верхам разреза риолит-базальтовой формации. Они фор-
мировались на склонах и у подножий базальтовых вулканических со-
оружений, а также в верхних частях депрессионных структур, вме-
щающих кислые вулканиты и колчеданные руды. Проявления марганца
являются косвенным признаком для поисков колчеданных руд.
МЕСТОРОЖДЕНИЯ ЗОЛОТА
Большинство крупных и средних золоторудных месторождений
Урала сформировано в коллизионный этап и не связано с островодуж-
ными вулканогенными и вулкано-плутоническими формациями, в ко-
246


торых содержания золота обычно в 2-1.5 раза ниже кларка. Несмотря
на это, с островодужными структурами связан ряд небольших
золоторудных месторождений, представленных тремя типами: 1)
кварцево-жильным в гранитоидах плагиогранитной и гранодиорит-
тоналитовой магматических формаций, 2)ч кварц-адуляр-золото-
серебряным в вулканитах андезито-базальтовой и габбро-диорит-
тоналит-гранитной формаций и 3) стратифицированным прожилково-
вкрапленным в терригенно-вулканогенно-кремнистых породах,
сформированных на склонах островных дуг, в междуговых и
межгрядовых депрессиях. Наиболее известны вулканогенные
месторождения золото-адуляр-кварцевой формации, которые обычно
характеризуются как золото-сульфидные или золото-колчеданные,
несмотря на то, что впервые адуляриты на Куросанских золото-
серебряных месторождениях были выявлены и изучены еще в 1964 г.
А. И. Шмидтом и Е. П. Шираем.
ЗОЛОТО-СЕРЕБРЯНЫЕ АДУЛЯР-КВАРЦЕВЫЕ МЕСТОРОЖДЕНИЯ
Золото-серебряные адуляр-кварцевые руды добываются в пределах
Куросанского рудного поля Гумбейской зоны Восточно-Магнитогор-
ской островной дуги, в Южно-Куросанском, Западно-Куросанском и
Северо-Куросанском месторождениях. Западно-Куросанское приуро-
чено к небольшой, диаметром в первые сотни метров, вулканической
постройке, сложенной агломератовыми лавобрекчиями крупнопирок-
сеновых андезито-базальтовых порфиритов. Рудные тела представле-
ны зонами адуляр-кварцевых пород и массивных адуляритов сложной
морфологии с сочетанием согласных с напластованием пород и более
мощных крутопадающих штокверковых зон (рис. 5.12).
Руды штокверковые кварц-карбонатно-сульфидные. Сульфиды со-
стоят из пирита, халькопирита, сфалерита, арсенопирита и блеклых
руд. Золото содержится в свободной форме. Границы рудных тел опре-
деляются опробованием. Практически они не выходят за пределы аду-
ляр-кварцевых метасоматитов.
Южно-Куросанское месторождение находится в приконтактовой
зоне гранодиоритов Краснинского массива. Вмещающие породы, ме-
тасоматиты и руды здесь подверглись ороговикованию и слабому
скарнированию. В эпидот-гранатовых скарнах в небольших объемах
(не выходящих за рамки рудных тел) устанавливается регенерация руд
с формированием пирротин-магнетитовых минерализованных гнезд с
промышленным содержанием золота.
Куросанские месторождения на Урале являются пока единствен-
ным представителем золото-серебряных руд адуляр-кварцевой форма-
ции. Однако находки ряда серебряных и золото-серебряных месторож-
247


V V
]l IA v | 2
S4
X X 6
Рис. 5.12. Схематический разрез через золото-серебряное адуляр-
кварцевое месторождение Западный Куросан.
1,2 — вулканиты андезито-базальтовой формации (D2gv): 1 — лавы, 2 — агломера-
товые туфы; 3 — туффиты; 4 — кремнисто-гематитовые отложения; 5 — фтаниты (D3O;
6 — адуляровые метасоматиты; 7 — адуляровые метасоматиты с прожил ково-вкрап-
ленными кварц-золото-серебряных руд.
дений и рудопроявлений повышают потенциальные перспективы руд
данной формации. Нелишне вспомнить, что в современных развитых
островных дугах (например, Фиджийской) золото-серебряные место-
рождения никогда не встречаются поодиночке, а их масштабы весьма
существенны [Щепотьев и др., 1989]. Отнесение Куросанских место-
рождений к данному формационному типу обосновано лишь недавно
[Ширай и др., 1992], а поисковые работы на этот тип месторождений
на Урале пока не предполагаются.
Металлогенической зоной, включающей золото-серебряные аду-
ляр-кварцевые приповерхностные (малоглубинные) месторождения,
является зона распространения известково-щелочных и субщелочных
вулканитов андезито-базальтовой формации, т.е. центральная (барьер-
ная) зона островной дуги.
Рудный район характеризуется как гряда вулканоструктур, сло-
женных андезито-базальтами, включающая жерловые и склоновые фа-
248


ции вулканических построек центрального типа. Рудное же поле обо-
собляется как ареал развития адуляр-кварцевых метасоматитов и квар-
цевых, кварц-баритовых и кварц-адуляровых жильных тел.
МЕДНО-ПОРФИРОВЫЕ МЕСТОРОЖДЕНИЯ
На Урале медно-порфировые месторождения (Салаватское и Воз-
несенское в Западно-Магнитогорской дуге) связаны с интрузиями дио-
ритов и гранодиоритов габбро-диорит-тоналит-гранитной формации,
которая комагматична вулканитам андезито-базальтовой формации.
Следует иметь в виду, что в Уральской провинции медно-пор-
фровое оруденение формировалось неоднократно на ранних и поздних
стадиях развития островных дуг, а также и позднее. Оно известно в
вулкано-плутонических ассоциациях краевых поясов активной конти-
нентальной окраины (Валерьяновская, Варнинская и Ауэрбаховская
зоны). Как по количеству объектов, так и по объему руд медно-порфи-
ровые месторождения островных дуг Уральской области уступают ме-
сторождениям других регионов. Вместе с тем, они располагаются в
промышленно освоенных районах вблизи действующих ГОКов, разра-
батывающих колчеданные месторождения, и могут рассматриваться
как резервные запасы медных руд после исчерпания кфлчеданных руд
в конкретных рудных районах.
Типичными медно-порфировыми месторождениями на Урале, свя-
занными с раннеостроводужной стадией развития энсиматической
островной дуги, являются Салаватское и Вознесенское месторождения
Ирендыкской металлогенической зоны.
Салаватское месторождение расположено в центральной (барьер-
ной) части северного сегмента Ирендыкской зоны, в гряде вулканиче-
ских построек, сложенных натриевыми известково-щелочными анде-
зито-базальтами, прорванными штоками и дайками комагматичных им
гранодиорит-порфиров.
Овальный шток диоритов рассечен серией даек роговообманковых
кварцевых гранодиорит-порфиров мощностью 20-100 м, падающих на
запад под углом 60° согласно с контактами штока (рис. 5.13). Диориты
и гранодиорит-порфиры интенсивно изменены (окварцованы, серици-
тизированы и хлоритизированы) и вмещают штокверковое сульфидное
оруденение. Процессы изменения и рудная минерализация охватывают
и туфы андезито-базальтов экзоконтактовой зоны массива. Четкой зо-
нальности в распределении гидротермально измененных пород не ус-
тановлено. Рудные минералы — пирит и халькопирит, редко сфалерит,
галенит, борнит и теннантит. Содержание меди колеблется от 1-0.6 до
0.3-0.2, а молибдена до 0.02 %. Рудные тела не имеют геологических
границ, и их контуры определяются заданным бортовым содержанием
249


а б
S31 ЕЗ2 £Е33 EZ14 СИ5
З6 ШЕЗ7 \^I8 Е^Э9 Е?310
Рис. 5.13. Салаватское медно-порфировое месторождение: а — погори-
зонтный план, б — геологический разрез, в — морфология рудоносного
интрузива, г — морфология рудной зоны (по О. В. Мининой).
7 — вулканиты андезито-базальтовой формации (Эгег); 2 — роговообманково-
плагиоклазовые диоритовые порфириты; 3 — дайки кварц-роговообманковых плагиок-
лазовых диоритовых порфиритов; 4 — риодацитовые порфириты; 5 — кварцевые габб-
ро; б — основные разрывные нарушения; 7 — минерализованная зона, оконтуренная по
принятым бортовым содержаниям; 8 — относительно богатые рудные тела; 9, 10 —
изогипсы контактов рудоносного интрузива и минерализованной зоны: 9 — висячего
бока, 10 — лежачего бока.
250


меди. Рудоносные диориты и гранодиорит-порфиры прорваны по-
струдными дайками габброидов и дацитов. В настоящее время медно-
порфировые месторождения Урала не разрабатываются, хотя их мас-
штабы и качество руд соответствуют кондиционным месторождениям
в ряде стран Европы.
Металлогенической зоной для медно-порфировых месторождений
является зона развития островодужных известково-щелочных вулкани-
тов андезито-базальтовой формации. В палеовулканическом плане это
центральная (барьерная) зона островной дуги. Рудный район опреде-
ляется как гряды построек центрального типа в ассоциации с интру-
зивными телами. Рудное поле выделяется как ареал развития интру-
зивных пород, в которых проявлена сульфидная минерализация. В па-
леовулканическом плане это гетерогенная вулкано-тектоническая пос-
тройка, вмещающая интрузивные тела.
ПОЗДНЕОСТРОВОДУЖНЫЕ РУДНЫЕ ФОРМАЦИИ
Позднеостроводужные рудные формации Урала несут почти ту же
металлогеническую нагрузку, что и ранние стадии (железо, медь, золо-
то, платина, марганец), однако они представлены другими типами:
скарново-магнетитовым, титаномагнетитовым, медно-железо-ванадие-
вым, медно-молибден-порфировым и железо-марганцевым (рис. 5.14).
МЕСТОРОЖДЕНИЯ ЖЕЛЕЗА
Имеющие на Урале наиболее важное промышленное значение ме-
сторождения железа представлены двумя типами: титаномагнетито-
вым скарновым и титаномагнетитовым сегрегационно-магматическим.
Эти типы часто располагаются в одних и тех же рудных полях.
Скарново-магнетитовые месторождения формировались в двух
геодинамических обстановках: позднеостроводужной и краевых вул-
кано-плутонических поясов. В позднеостроводужной обстановке эти
месторождения связаны с вулкано-плутоническими ассоциациями
позднесилурийской-раннедевонской субщелочной формации Тагиль-
ской системы островных дуг и раннекарбоновой в Магнитогорской.
Особенности формирования и локализации скарново-магнетитовых
месторождений здесь рассматриваются на примере известного Магни-
тогорского рудного поля. Однако отметим, что для скарново-магне-
титовых месторождений Тагильских островных дуг весьма характерно
наличие стратиформных вулканогенно-осадочных руд, впоследствии
скарнированных, но прослеживающихся в виде многоэтажных пластов
далеко от зоны контакта с гранитоидными массивами габбро-гранит-
ной формации.
251


<>1 П2 A3 czi4
Магнитогорское рудное поле при-
урочено к вулканогенной гряде, сло-
женной визейскими вулканитами тра-
хибазальт-риолитовой формации и ко-
магматичными с ней интрузиями габб-
ро-сиенит-гранодиоритовой формации.
Среди вулканогенных пород преобла-
дают базальтовые и андезито-базаль-
товые порфириты и их туфы, которые
ассоциируют с детритовыми известня-
ками, содержащими линзы вулканитов
кислого и среднего состава. Туфоген-
но-осадочные породы по периферии
месторождения содержат в небольших
объемах стратиформные вкрапленные
и слоистые массивные сульфидные и
железоокисные рудные накопления,
синхронные с накоплением вулкано-
генно-осадочных толщ [Вулканоген-
ная..., 1994] (рис. 5.15, 5.16).
Интрузивные массивы габбро-
сиенит-диоритового и гранитного сос-
тава представляют собой ассоциацию
сложнопереплетающихся штоков сил-
лов и даек. Между разными типами
интрузивных пород, а также между
ними и вулканитами существуют сло-
жные как интрузивные, так и фаци-
альные взаимоотношения, что деталь-
но описано А. Н. Заварицким, Г. Б.
Ферштатером и В. М. Мосейчуком.
С интрузиями ассоциируют скар-
ны, на которые наложено гидротер-
Рис. 5.14. Схема размещения место-
рождений позднеостроводужных рудных
формаций в островных дугах Урала.
Месторождения рудных формаций: У —
скарново-магнетитовые, 2 — титаномагнетито-
вые и медно-железо-ванадиевые, 3 — медно-
молибден-порфировые, 4 — железо-марганце-
вые. Остальные обозначения см. рис. 5.1.
252


Рис. 5.15. Схема геологического строения Магнитогорского рудного
поля (по В. М. Масейчуку с упрощениями).
1-6 — вулканогенные образования: 1 — известково-щелочные вулканиты верхней
части разреза риолит-базальтовой формации Александрийского рудного района (D2gV2>,
2 — субщелочные андезито-базальты подрудной толщи (D31) колтубанской свиты, 3 —
вулканиты шошонитовой серии пестрого состава — рудовмещающая шумиловская сви-
та (D3im-C|t), 4 — известково-щелочные базальты, риолиты и андезиты надрудной бе-
резовской свиты (CivO, 5 — субщелочная трахибазальт-риолитовая кизильская (грехов-
ская) свита (C1-2V-S), б — некки жерловой фации трахитов шумиловской свиты; 7 —
вулканогенно-карбонатно-терригенно-рудовмещающие толщи горы Магнитной (D3fm-
Cit-v); 8 — карбонатные отложения надрудной кизильской свиты (C1-2V-S); 9-11 — ин-
трузивные комплексы: 9 — граниты, сиениты и диориты, 10 — габброиды, И — габб-
ро-диабазы; 12 — полукольцевые разломы границ внутренней и внешней кальдеры;
13 — разлом на границе рудного поля.
253


та ЕЕ]2 EI]3|ZZ]4|^5|Z7r]6
|m]7 48
Рис. 5.16. Стратиграфическая колонка Магнитогорского рудного поля
(по В. М. Масейчуку с упрощениями).
Стратиграфические подразделения: т — мукасовский горизонт, а — аблязановская
и п — новоивановская толщи колтубанской толщи, М — свита горы Магнитной, Б —
Березовская и К— кизильская свиты.
У — фтаниты, 2 — трахибазальты и андезито-базальты, 3 — туфогенно-осадочные
базальтоидные отложения, 4 — базальты, трахиты и трахириолиты шошонитовой се-
рии, 5 — туфы и туфогенно-осадочные породы того же состава, б — трахибазальты и
их туфы, 7 — известково-щелочные базальты, андезиты, риолиты и их туфы, 8 — диа-
пазон развития скарново-магнетитовых руд месторождения Малый Куйбас (У) и Магни-
тогорского (2).
254


мально-метасоматическое скарново-магнетитовое стратифицированное
оруденение горы Магнитной. Породы фундамента вулканической по-
стройки подвергались интенсивным преобразованиям с формированием
скарнов сложного, преимущественно диопсид-амфибол-биотитового со-
става. Присутствуют скаполит, альбит и пренит. Железо выносилось в
виде хлоридов и сульфатов. В карбонатных породах развиты гранатовые
скарны, в гранитоидах и вулканитах — кварц-альбитовые породы, по
аргилизированным и гематитизированным осадкам— высокоглинозе-
мистые магнетит-серицитовые метасоматиты и атачиты, содержащие
калиевый полевой шпат [Вулканогенная..., 1994].
Руды сложены магнетитом с высоким, но неравномерным содер-
жанием кобальтоносного пирита. В них имеются гранат (гроссуляр-
андрадит), хлорит и кальцит. Также присутствуют диопсид, геденбер-
гит, гетит, халькопирит. В виде акцессориев встречаются галенит, вис-
мутовые минералы, блеклые руды, пирротин, сидерит и ряд нерудных
минералов (альмандин, везувиан, флюорит, барит, волластонит, тремо-
лит, андалузит, турмалин).
В пределах Магнитогорского рудного поля выявлено несколько ме-
сторождений и рудопроявлений двух морфогенетических типов. Пер-
вый из них развит среди карбонатных и вулканогенно-осадочных толщ
и представлен пластообразными стратифицированными линзовидны-
ми телами (месторождения Магнитогорское, Димитровское, Южное и
ряд рудопроявлений). К второму типу относятся секущие крутопа-
дающие жило- и столбообразные залежи (месторождения Подотваль-
ное и Малый Куйбас).
Месторождение Малый Куйбас локализовано в столбообразном
ксенолите вулканогенно-осадочных пород в пределах интрузии габб-
ро-гранодиорит-граносиенит-гранитного состава. Рудовмещающие по-
роды представлены субщелочными андезито-базальтами, андезитами и
трахитами с прослоями известняков. Все они рассечены многочислен-
ными апофизами массива и дайковыми телами пестрого состава.
Титаномагнетитовое оруденение месторождения Малый Куйбас
представлено массивными рудами, формирующими мощные крутопа-
дающие жилы, окруженные ореолом богатых вкрапленных ильменит-
содержащих магнетитовых руд (рис. 5.17). Руды отличаются большим
количеством пирротина и титаномагнетита.
Руды скарново-магнетитовых месторождений формировались по-
сле процессов скарнирования в этап высокотемпературной пропилити-
зации вулканогенных пород как за счет включения и регенерации стра-
тиформного оруденения, так и за счет выноса железа из вмещающих
гидротермально измененных пород и привноса металла из более глу-
бинных источников.
255


1 Нг ЕБз 0а
Рис. 5.17. Геологический разрез через месторождение Малый Куйбас
(по В. М. Масейчуку).
1 — скарново-магнетитовые руды, 2 — плагиоклазовые и биотит-амфибол-
плагиоклазовые метасоматиты, 3 — граниты, 4 — габбро, 5 — субщелочные базальты,
6 — дайки основного состава.
МЕДНО-ЖЕЛЕЗО-ВАНАДИЕВЫЕ МЕСТОРОЖДЕНИЯ
Медно-железо-ванадиевые месторождения связаны с дифференци-
рованными массивами дунит-клинопироксенит-верлит-монцонит-сие-
нитовой и с вулканитами позднеостроводужной трахибазальТ-риолито-
256


вой формации. В Тагильской островодужной системе вулканиты и ин-
трузии данной формации имеют девонский возраст, а в Восточно-Маг-
нитогорской островной дуге — раннекаменноугольный.
Волковский массив, включающий одноименное месторождение, яв-
ляется типичным представителем названных выше дифференцирован-
ных массивов. По составу пород они близки к платиноносным интрузи-
ям дунит-клинопироксенит-габбровой формации, к которой и относи-
лись вплоть до недавнего времени. Против этого свидетельствуют бо-
лее молодой возраст массива, повышенная щелочность слагающих его
пород, пространственная ассоциация с сиенитами, с которыми, по дан-
ным петро- и геохимических исследований, они слагают единые серии.
Волковский массив является типичным представителем расслоен-
ной интрузии центрального типа. В его составе преобладают клинопи-
роксениты, габбро и габбро-нориты, пироксен-оливин-биотит-гипер-
стеновые габбро, габбро-диориты и монцониты, диориты и сиениты.
Пироксениты и пироксеновое габбро вмещают медно-магнетитовое
оруденение, включающее титаномагнетитовые руды с вкрапленностью
и прожилками халькопирита и борнита, содержащими платиноиды.
Волковский массив находится в окружении нижнедевонских трахитов,
формирование которых протекало на поздних, зрелых стадиях форми-
рования Тагильской островной дуги.
Погорельский массив (Южный Урал, Восточно-Магнитогорская
островная дуга) сложен на поверхности преимущественно субщелоч-
ными биотитовыми габброидами и габбро-монцонитами, а также пи-
роксеновыми габбро. Геофизические поля над Погорельским массивом
соответствуют полям Волковского массива. Известные в настоящее
время руды представлены титаномагнетитовой вкрапленностью и про-
жилковой минерализацией сульфидов с повышенными содержаниями
меди и ванадия. Выявлены повышенные ореолы содержаний платины
и палладия в почве и донных осадках по периферии массива. Предпо-
лагается сложнодифференцированный состав пород массива и приуро-
ченность оруденения к определенным его дифференциатам, не вскры-
тым на поверхности. Соотношение изотопов стронция 0.7030 как в
габброидах, так и в комагматичных сиенитах, что свидетельствует о
значительной глубине магматических очагов и плавления мантийного
субстрата с большим содержанием крупноионных компонентов.
МЕДНО-МОЛИБДЕН-ПОРФИРОВЫЕ МЕСТОРОЖДЕНИЯ
Медно-молибденовое оруденение, не имеющее пока промышлен-
ного значения, но обладающее всеми признаками типичных медно-
молибден-порфировых месторождений, связано с поздними граносие-
нитовыми фазами верхнеуральского интрузивного комплекса.
17 — Металлогения
257


Верхнеуральское порфировое проявление отвечает монцонитовой
модели с калиевополевошпатовым ядром в метасоматической колонне,
что отличает его от месторождений раннеостроводужной стадии, свя-
занных с андезито-базальтами. Подобные месторождения известны в
развитых островных дугах — Новозеландской и др.
Верхнеуральский массив центрального типа со сложноконцентри-
ческим строением расположен в пределах Учалинско-Александрин-
ской металлогенической зоны Восточно-Магнитогорской островной
дуги в промежутке между Верхнеуральским и Александрийским руд-
ными районами. Медно-молибденовые руды залегают в граносиенитах
Верхнеуральского массива, представляющего собой многофазный кон-
центрически зональный интрузив, сложенный субщелочными диори-
тами, лейкократовыми габбро-монцонитами, кварцевыми монцонита-
ми и сиенитами. Породы массива являются комагматами раннекарбо-
нового шошонитового вулканического комплекса трахибазальт-трахи-
андезитовой формации.
Рудопроявления массива расположены в эндоконтактовой зоне и
представлены кварцевым ядром, окруженным зоной интенсивной ка-
лишпатизации и затем зоной гидрослюдистых изменений и пропили-
тизации. Оруденение штокверковое, морфология его изучена недоста-
точно. Отношение молибдена к меди выше, чем в Салаватском место-
рождении. Изученная часть рудопроявления включает медные руды с
содержаниями около 0.3-0.2 % меди.
ВЕРТИКАЛЬНЫЕ И ЛАТЕРАЛЬНЫЕ РЯДЫ
ОСТРОВОДУЖНЫХ РУДНЫХ ФОРМАЦИЙ
Островодужные рудные формации образуют закономерные лате-
рально-вертикальные ряды, которые осложняются при наличии место-
рождений иных геодинамических обстановок. В Западно-Магнитогор-
ской дуге данный ряд с запада на восток выглядит следующим образом.
Западный фланг и ее склон: медно-цинковоколчеданные месторо-
ждения, связанные с толеитовыми кислыми вулканитами риолит-ба-
зальтовой формации (Бурибайское и др., Эйфель); медно-цинковокол-
чеданные (Гайское) и колчеданно-золото-полиметаллические место-
рождения (Баймакское), связанные с кислыми известково-щелочными
вулканитами риолит-базальтовой формации (нижний Эйфель); прояв-
ления железо-марганцевых руд того же возраста.
Центральная (барьерная) часть островной дуги: медно-порфиро-
вые месторождения, связанные с диоритовыми интрузиями, комагма-
тичными с известково-щелочной андезито-базальтовой формацией
(Салаватское, верхний Эйфель).
258


Наконец, восточный склон островной дуги, вблизи зоны междуго-
вого спрединга: медно-цинковоколчеданные месторождения, связанные
с кислыми вулканитами риолит-базальтовой формации двух возрастов:
эйфельского, синхронного с вулканитами Гайского района (Подольское
месторождение), и раннеживетского, приуроченные к рифтогенной
структуре, формировавшейся позже вулканитов андезито-базальтовой
известково-щелочной формации (Сибайское месторождение).
Таким образом, устанавливается не только латеральный ряд руд-
ных месторождений, но и отчетливо проявлено омоложение рудных
месторождений по мере приближения к зоне междугового спрединга
(Центрально-Магнитогорский бассейн).
В Восточно-Магнитогорской островной дуге с некоторыми откло-
нениями по возрасту устанавливается обратная картина — омоложение
рудных формаций с востока на запад, т. е. также по мере приближения
к зоне междугового спрединга. На восточном склоне рудные острово-
дужные месторождения неизвестны. В осевой зоне Восточно-
Магнитогорской островной дуги известны месторождения золото-се-
ребряных руд адуляр-кварцевой формации (Куросанские, верхний жи-
вет). Западнее, на склоне дуги, локализованы медно-цинковоколчедан-
ные месторождения, связанные с толеитовыми кислыми породами
риолит-базальтовой формации (Учалинское, нижний живет), а нес-
колько западнее — медно-цинковоколчеданные и колчеданно-полиме-
таллические месторождения, связанные с известково-щелочными по-
родами той же формации (Узельгинское, нижний живет; Южно-Моло-
дежное, верхний живет) и марганцевые проявления (нижний фран). На
одном уровне с формированиями наиболее поздних колчеданных руд с
повышенной золотоносностью (верхний живет) на западном склоне
дуги ближе к осевой зоне спрединга среди кремнисто-вулканогенно-
терригенных отложений верхнеживетской улутауской свиты залегают
стратифицированные руды золото-сульфидно-полиметаллического ме-
сторождения Муртыкты. По-видимому, данная позиция золотого ору-
денения является не случайной. Подобная картина повторяется в
структуре Сафьяновского рудного района, но уже в другом — эйфель-
ском возрастном диапазоне.
Еще западнее, ближе к оси спрединга, располагаются месторожде-
ния, связанные с поздними стадиями развития островной дуги — мед-
но-молибден-порфировые и медно-железо-ванадиевые (нижнекарбо-
новое Верхнеуральское и франское Погорельское), а еще западнее —
скарново-магнетитовые и титаномагнетитовые (Магнитогорское, ниж-
ний карбон).
Сходная зональность устанавливается и в пределах Тагильской
островной дуги. В Западно-Тагильской дуге с запада на восток про-
259


слежен ряд месторождений: платиноносного пояса с магматическими
месторождениями платины и железа, а также золоторудными объекта-
ми, связанными с плагиогранитами, завершающими становление ду-
нит-клинопироксенит-габбровых массивов; восточнее располагаются
колчеданные месторождения, сменяющиеся в области центрального
рифта железорудными скарновыми, железо-медно-ванадиевыми вол-
ковского типа, а также скарновыми медными и медно-порфировыми
проявлениями и месторождениями марганца верхнесилурийско-ниж-
недевонского возраста. В восточной дуге известны колчеданные ме-
сторождения того же возраста, что и в западной, а также золоторудные
месторождения в массивах плагиогранитов.
По отношению к центральной (барьерной) зоне островных дуг
Урала устанавливаются следующие общие закономерности.
Колчеданные, марганцевые, частично золото-сульфидные место-
рождения в углеродисто-терригенных толщах локализованы на скло-
нах островных дуг. Железорудные, медно-порфировые, золото-сере-
бряные адуляр-кварцевые месторождения — в центральных частях
островных дуг. Колчеданные, часть железо-марганцевых и золото-
сульфидных месторождений формируются в связи с толеитовым вул-
канизмом и смешанным толеитовым и известково-щелочным вулка-
низмом вблизи границы смены толеитовых вулканитов известково-ще-
лочными. Медно-порфировые месторождения связаны с известково-
щелочными сериями, а медно-молибден-порфировые, железорудные,
золото-серебряные адуляр-кварцевые формируются на фоне смены из-
вестково-щелочных вулканитов субщелочными и шошонитовыми.
В раннеостроводужных базальтах Урала содержания меди, золота,
цинка, свинца и других рудных элементов в два-три раза ниже кларка.
По мере эволюции магматизма в позднеостроводужных вулканитах из-
вестково-щелочных и шошонитовых серий содержание перечисленных
рудных компонентов повышается до уровня кларка и даже более. Еще
более высокие содержания золота, серебра, свинца, кобальта, цинка и
молибдена установлены в магматических породах краевых вулкано-
плутонических поясов.
КОЛЧЕДАННЫЕ МЕСТОРОЖДЕНИЯ ХАМСАРИНСКОЙ ОСТРОВНОЙ ДУГИ
АЛТАЕ-САЯНСКОЙ ОБЛАСТИ
Со структурно-вещественными комплексами юных островных дуг
Алтае-Саянской области связан ряд проявлений колчеданных руд.
Наиболее крупными из них являются Маинское медно-цинковокол-
чеданное месторождение в Северо-Саянской дуге и Кызыл-Таштыг-
ское колчеданно-полиметаллическое месторождение в Хамсаринской
дуге (рис. 2.1). Металлогения Хамсаринской островной дуги здесь ха-
260


рактеризуется по результатам собственных исследований одного из ав-
торов этой главы и по материалам публикации В. В. Зайкова [1991].
Этот автор Хамсаринскую дугу рассматривает под названием Верхне-
Енисейской системы двойной островной дуги. В ее составе обособля-
ется внутренняя Улгойская и фронтальная Ондумская вулканические
зоны, разделенные Каахемской рифтогенной зоной.
Островодужный комплекс Улгойской зоны сложен в основании
вендскими натриевыми базальтами. Выше залегают толщи раннекем-
брийского возраста, представленные контрастной, преимущественно
толеитовой риолит-базальтовой формацией. Разрез завершается также
раннекембрийскими тефро-терригенными толщами, ассоциирующими
с вулканитами базальт-андезит-риолитового состава. В Ондумской зо-
не широко развиты известково-щелочные вулканиты непрерывной ба-
зальт-андезит-дацитовой формации, с которой связаны небольшие
колчеданно-золото-барит-полиметаллические и медно-молибден-пор-
фировые месторождения. В Каахемской зоне обнажаются натриевые
базальты, вмещающие Кызыл-Ташское медноколчеданное месторож-
дение кипрского типа (рис. 5.18 и 5.19).
В Улгойской зоне натриевые низкотитанистые афировые базальты
риолит-базальтовой формации слагают протяженные гряды вулканов
центрального типа. Прижерловые фации вулканических построек
представлены разнообломочными спекшимися туфами, в том числе
агглютинатами, переслаивающимися с лавами и лавобрекчиями. На
флангах построек диаметром в первые километры широко распро-
странены потоки пиллоу-лав, разделенные линзами гиалокластитов и
яшм. Среди покровов толеитовых базальтов контрастной формации
отдельные потоки и линзы сложены бонинитами. Кремнекислые вул-
каниты в пределах базальтовой гряды слагают отдельные купольные
сооружения. Однако основные поля развития риодацитовых куполов
сосредоточены преимущественно на флангах базальтоидных гряд в
пределах вулкано-тектонических депрессий, к одной из которых и
приурочено Кызыл-Таштыгское рудное поле (рис. 5.20).
Кызыл-Таштыгская вулкано-тектоническая депрессия размером
6 х 12 км выполнена вулканогенно-осадочными породами двух этажей.
Нижний сложен преимущественно кислыми вулканитами. В пределах
депрессии они распространены неравномерно, слагая серии куполов,
наращивающих друг друга по вертикали. Расстояние между центрами
куполов около одного километра. Межкупольное пространство сложе-
но в основном туфами кислого и смешанного состава, которые
чередуются с базальтовыми туфами и лавами, кремнисто-глинистыми
и кремнисто-железистыми яшмовидными отложениями. В составе
верхнего основную роль играют вулканогенно-осадочные породы,
которым подчинены туфобрекчии известково-щелочных дацитов и


подчинены туфобрекчии известково-щелочных дацитов и андезитов.
Граница между этажами фиксируется горизонтом кремнисто-терриген-
ных отложений, прорванных силлами габбро-диабазов.
Таннуольская
Зоны Хамсаринской двойной дуги
Ондумская Каахемская Улугойская
Хамса-
ринская
Ol EZ]2 ЕЦЗ 014 [Tjl]5 ЕЭв @7 \Шв
[п^п]9 №110[»№[~F|13ГП14ПП15
Рис. 5.18. Формационные колонки вулканических зон Хамсаринской
(Восточно-Енисейской) островной дуги (по [Зайков, 1991] с изменениями).
Магматические формации и осадочно-вулканогенные комплексы: У — натриевых
базальтов; 2 — меланж-олистостромовый офиолитовый; 5, 4 — натриевых базальтов-
риолитов: 3 — риолит-дацит-базальтовый (а — базальтовая толща, б — базальт-дацит-
риолитовая), 4 — базальт-андезит-дацит-риолитовый (а — андезит-базальтовая толща,
б — андезит-дацит-риолитовая); 5 — базальт-андезит-риолитовая; 6 — тефро-терриген-
ный; 7 — терригено-карбонатный; 8 — терригенный; 9 — дунит-перидотитовая.
Рудные формации и минеральные типы месторождений. 10 — медноколчеданная
(а — пирит-пирротиновый, б — сфалерит-халькопирит-пиритовый); У/, 12 — колче-
данно-полиметаллическая: УУ — халькопирит-сфалерит-пиритовый (а — рудные тела
пластовые гидротермально-осадочные, б — рудные тела линзообразные комбиниро-
ванные), 12 — золото-барит-галенит-халькопирит-сфалеритовый (а — рудные тела
пластовые гидротермально-осадочные, б — рудные тела жилообразные гидротермаль-
но-метасоматические); 13 — медно-цеолитовая; 14 — хризотил-асбестовая; 15 — хро-
митовая.
262


Все колчеданные месторождения и проявления приурочены к ниж-
нему этажу и локализованы на трех рудоносных уровнях, которые фик-
сируют перерывы в формировании вулканокупольных структур. Ниж-
ний уровень вмещает месторождение Кызыл-Таштыг (Zn:Pb:Cu 6:1:2),
а второй — месторождение Дальнее (Zn:Pb:Cu 6:2:1). В верхнем рудо-
носном уровне располагается месторождение Южное (Zn:Pb:Cu
16:2:1). Налицо возрастание вверх по разрезу доли свинца.
В целом разрез Кызыл-Таштыгского рудного поля обнаруживает
значительное сходство с разрезом Верхнеуральского рудного поля
Южного Урала. Сходство усилено практически одинаковым строением
и составом надрудных и пострудных образований.
Кызыл-Таштыгское месторождение расположено на краю кальде-
ры и приурочено к вершине небольшого купола натриевых мелко-
порфировых дацитов. В краевой части вулканокупольной постройки
риодациты представлены тонкофлюидальными лавами с перлитовой
структурой, а также игнимбритоподобными туфобрекчиями неболь-
шой мощности. Рудная залежь как бы облекает вулканокупол, умень-
шаясь в мощности над его вершиной. В центре купола руды ложатся
почти непосредственно на риодациты. В основании рудного тела, по
мере удаления от вершины купола, возрастает мощность осадочных и
гидротермально-осадочных пород, которые содержат пласты хлори-
тооолитов, представляющие собой метаморфизованные палагонитовые
илы. Форма рудного тела свидетельствует о формировании руд в ло-
кальной депрессии (рис. 5.20).
В центральной части месторождения, как обычно, преобладают
тонкозернистые и брекчиевидные, а на флангах тонкополосчатые руды,
чередующиеся с пластами осадочных пород и включающих их линз. В
низах залежи преобладают пиритовые руды с низкими содержаниями
полезных компонентов. Выше залегают халькопирит-сфалеритовые
тела. В кровле залежи, преимущественно над участками с наибольшей
мощностью осадочных пород, в значительном объеме присутствуют
рудокласты размером до 5-15 см, сцементированные туфогенно-
обломочным и осадочным материалом. В целом же морфология руд-
ной залежи Кызыл-Таштыгского месторождения примерно такая же,
как в Учалинском месторождении Южного Урала.
Кызыл-Таштыгское месторождение обладает запасами около 2 млн т
металла. Над месторождением на втором рудоносном уровне известен
горизонт рудокластов, представленных в основном пиритом. Верхний
рудоносный уровень содержит слоистые массивные и вкрапленные
существенно цинковые и барит-цинковые руды с несколько повышен-
ным содержанием свинца. В целом же отношение цинка к меди воз-
растает по восстанию рудного тела и на флангах месторождения, что
263


отвечает классической схеме зо-
нальности колчеданных руд. Соот-
ношение меди и цинка примерно
такое же, как и в рудах Уральских
месторождений (Учалы). Вместе с
тем, Кызыл-Таштыгское месторож-
дение по сравнению с колчеданны-
ми месторождениями Урала облада-
ет повышенными содержаниями
свинца, что может быть связано с
присутствием в основании разреза
венд-рифейских вулканогенно-тер-
ригенно-карбонатных толщ.
Формационная принадлежность
вулканитов и руд Кьпыл-Таштыг-
ского рудного района являлась пред-
метом дискуссии. Б. И. Берман, наи-
более детально изучавший место-
рождение в процессе его разведки,
охарактеризовал рудоносные вулка-
ниты как типичных представителей
контрастной риолит-базальтовой
формации. В работе Э. Г. Дистанова
[1977] рудоносные вулканиты отне-
сены к непрерывной базальт-
андезит-дацит-риолитовой формации
и само месторождение к типу куро-
ко. Проведенные в дальнейшем ис-
следования В. В. Зайкова и Е. П.
Ширая, совпавшие с периодом до-
разведки месторождения, позволили
вернуться к представлениям Б. И.
Бермана и доказать сходство вулка-
нитов всей Улгойской зоны с типич-
ными вулканитами контрастной рио-
лит-базальтовой формации Урала, а
самого месторождения и рудного
района, как было показано выше, —
с колчеданными месторождениями
уральского типа. Автор настоящей
главы полагает, что Улгойская зона
является реликтовой дугой, а Ондум-
265


Рис. 5.20. Палеофациальный профиль северного борта Кызыл-
Таштыгской вулканотектонической депрессии (по [Зайков, 1991]).
7 — горизонты с рудокластами, 2 — лавы и вулканогенно-обломочные породы ос-
новного состава, 3 — риолит-дацитовые купола, 4 — субвулканические интрузии ки-
слого состава, 5 — жерловые (?) брекчии кислого состава, 6 — силлы диабазов, 7 —
серноколчеданная залежь, 8 — колчеданно-полиметаллические залежи, 9 — серицит-
кварцевые метасоматиты по вулканогенно-терригенным породам смешанного состава с
горизонтом фтанитов, 10 — предполагаемые границы рудовмещающей депрессии,
77 — тектонический контакт отложений нижне- и верхнетуматтайгинской толщ, 72 —
разрезы по скважинам (а) и коренным выходам (б).
екая внешней дугой, продвинутой вглубь Центрально-Тувинского
океанического бассейна в результате расщепления ранее единой дуги.
Известково-щелочные породы верхней части Ондумской зоны, по-
видимому, являются более молодыми и должны подстилаться вулкани-
тами контрастной формации того же возраста, что и в Улгойской зоне.
Базируясь на критериях сходства с Уралом, можно надеяться на откры-
тие в слабоизученных юных островных дугах Алтае-Саянской области
новых, в том числе крупных месторождений колчеданных руд.
КОЛЧЕДАННЫЕ МЕСТОРОЖДЕНИЯ ПШЕКИШ-ТЫРНЫАУЗСКОЙ
ОСТРОВНОЙ ДУГИ БОЛЬШОГО КАВКАЗА
Как отмечено в гл. 2, колчеданные месторождения уральского типа
Передового хребта Большого Кавказа локализованы в Пшекиш-Тыр-
ныаузской юной островной дуге среднепалеозойского возраста. Руд-
ные месторождения и рудоносные вулканогенные формации этой дуги
наиболее полно охарактеризованы Н. С. Скрипченко, А. Н. Барыше-
вым, Л. И. Яковлевым, А. Н. Тамбиевым, Е. А. Снежко, В. С. Исаевым.
Ранние стадии развития островной дуги характеризуются форми-
рованием контрастной риолит-базальтовой формации с проявлениями
бонинитового магматизма. Выделяются два типа вулканитов контраст-
ной формации — Худесский и Урупско-Лабинский. В Худесском типе
266


Рис. 5.21. Урупское месторождение Северного Кавказа (по Н. С. Скрип-
ченко).
а — горизонтальное сечение на горизонте горных выработок, б — поперечный разрез.
1 — гидротермально измененные породы лежачего бока, 2 — туфы среднего соста-
ва, 3 — туфы кислого состава, 4 — кремнистые сланцы висячего бока, 5 — юрские пес-
чаники, б — альбитофиры, 7 — колчеданная руда, 8 — диабазы, 9 — кварцитовидная
порода, 10 — тектонические контакты.
преобладают пиллоу-лавы в ассоциации с туффито-терригенно-крем-
нистыми толщами. Кислые вулканиты и туфы присутствуют в под-
чиненном количестве. В Урупо-Лабинском типе нижняя часть разреза
также лавовая. В основании лавового разреза залегают базальты, выше
развиты вулканиты контрастного состава, представленные главным
образом андезито-базальтами при переменной, иногда значительной
роли кислых пород. К низам дифференцированных толщ приурочены
тела марианитов и бонинитов. Верхняя часть островодужного разреза
сложена преимущественно туфами кислого и смешанного состава с
покровами андезитов и андезито-дацитов. Осадочные породы (филли-
ты) играют подчиненную роль. Пшекиш-Тырныаузская дуга, по-види-
мому, является расщепленной. Худесская зона представляет собой ре-
ликтовую, а Урупо-Лабинская — остаточную дуги.
Колчеданные месторождения Урупско-Лабинской зоны связаны с
риолит-базальтовой формацией. Для рудоносных полей характерно
267


присутствие оруденения на нескольких рудоносных уровнях заверше-
ния ритмов кислого вулканизма. Месторождения, типичным из кото-
рых является Урупское, приурочены к кровле вулканокупольных
структур (рис. 5.21). В Худесской зоне рудные залежи локализованы в
базальтах. В большинстве этих колчеданных месторождений содер-
жание меди в два раза превышает содержания цинка.


Глава 6
МИНЕРАЛОГО-ГЕОХИМИЧЕСКАЯ СПЕЦИАЛИЗАЦИЯ
И РУДНЫЕ ФАЦИИ КОЛЧЕДАНОНОСНЫХ
ПАЛЕОГИДРОТЕРМАЛЬНЫХ ПОЛЕЙ
В ОСТРОВОДУЖНЫХ СТРУКТУРАХ УРАЛА
ВВЕДЕНИЕ
Сопоставление колчеданных месторождений складчатых поясов с
залежами массивных сульфидных руд океанических рифтов повлекло
за собой и сопоставление рудовмещающих гидротермальных полей.
Под этим термином применительно к современным океанам обычно
понимается участок дна с выходами и отложениями гидротерм [Лиси-
цын и др., 1990]. Выделяются активные и неактивные поля в зависи-
мости от функционирования источников. Помимо сопутствующих ме-
таллоносных отложений поля фиксируются пригидротермальной фау-
ной и бактериальными «матами». Для экосистем характерны трубча-
тые организмы «вестиментиферы», полихеты, пелециподы, гастропо-
ды [Лобье, 1990]. По размеру гидротермальные поля различны: от
0.2 х 0.5 до 2 х 10 км. Часто они имеют линейную форму и приурочены
к разломам, ограничивающим рифтовые долины, а некоторые распола-
гаются в кальдерах.
В древних океанических структурах целесообразно выделение па-
леогидротермальных полей — локальных ареалов одновозрастных
подводных гидротермальных отложений и продуктов их разрушения,
приуроченных к одним стратиграфическим уровням и к единым струк-
турам [Зайков и др., 1993; Геологическое..., 1994]. В случае совмеще-
ния в пространстве палеогидротермальных полей нескольких страти-
графических уровней возникают многоярусные палеогидротермальные
системы.
При составлении крупномасштабных и детальных карт отдельных
палеогидротермальных полей большое значение имеет выявление их
структуры и литолого-минералогической зональности [Масленников,
269


Зайков, 1997]. В полициклических разрезах корреляция пригидротер-
мальных вулканогенно-осадочных горизонтов, как правило, корректна
только для небольших участков, сопоставимых по размерам с отдель-
ной вулканической постройкой. Эти участки ограничиваются неболь-
шими вулкано-тектоническими депрессиями, заполненными «местны-
ми» вулканогенно-осадочными отложениями.
Седиментационные ареалы палеогидротермальных полей обычно
простираются на сотни, реже первые тысячи метров. Увеличить рас-
стояние между синхронизируемыми колонками можно, изучая цик-
личность вулканизма и осадконакопления в целом, прослеживая еди-
ные латеральные ряды фаций, и на основании принципа взаимозаме-
няемости маркирующих признаков.
Локальные раздвиги обычно расчленяют многие палеогидротер-
мальные поля Южного Урала на отдельные фрагменты. Это обуслови-
ло необходимость использования принципов «горизонтальной» лито-
стратиграфии при детальных реконструкциях палеогидротермальных
полей [Масленников, 1991].
Опыт картирования палеогидротермальных полей получен автора-
ми главным образом при изучении колчеданоносных районов Урала и
Тувы в период работы в Ильменском государственном заповеднике
УНЦ АН СССР, Институте минералогии УрО РАН, Свердловском гор-
ном институте. В этих работах принимали участие Е. В. Зайкова, И. В.
Синяковская, В. Н. Удачин, О. С. Теленков, С. Г. Тесалина. При этом
были учтены результаты исследований колчеданоносных рудных по-
лей, проводившихся в последние десятилетия Э. Н. Барановым, А. Г.
Жабиным, А. Г. Злотником-Хоткевичем, С. Н. Ивановым, В. А. Проки-
ным, В. Ф. Рудницким, И. Б. Серавкиным, Е. П. Шираем.
Изучение вещественного состава руд и рудовмещающих пород
проводилось в лабораториях Института минералогии, Свердловского
горного института, ЦНИГРИ, ГЕОХИ. Микрозондовые исследования
минералов выполнены в Институте минералогии и Музее естествен-
ной истории (Лондон) совместно с Р. Херрингтоном и К. Стэнли.
ПРОБЛЕМЫ ГЕНЕЗИСА
ПАЛЕОГИДРОТЕРМАЛЬНЫХ ПОЛЕЙ
Формирование металлоносных отложений гидротермальных полей
многие исследователи связывают с вариациями физико-химических
параметров гидротермального минералообразования: скоростью сме-
шения поступающих флюидов с морской водой, их температурой, Eh,
рН, Ю2, fS2 [Еремин, 1983; Авдонин, Гончарова, 1986; Авдонин, 1994;
Скрипченко, 1972; Бортников, 1995; Ohmoto, 1996].
270


В связи с открытием в Красном море придонных бассейнов с ме-
таллоносными рассолами длительное время развивалась хемогенно-
осадочная гипотеза образования зональности рудных залежей. Форми-
рование зональности связывалось с последовательным отложением руд
по мере изменения состава гидротермальных флюидов от ранних, обо-
гащенных Fe, до поздних, имеющих высокие содержания Си и Zn
[Sato, 1973; Solomon, Walshe, 1979]. В связи с этим считалось, что пи-
ритовые руды были более древними, чем халькопиритовые, а халько-
пиритовые более древними, чем сфалеритовые [Авдонин, 1994; Ohmo-
to, 1996].
Интересную гипотезу формирования зональности колчеданонос-
ных полей предложил Н. С. Скрипченко [1972]. В соответствии с этой
гипотезой и продольная, и поперечная зональность тесно связаны с
физико-химическими свойствами среды хемогенно-осадочного рудо-
отложения и, в частности, с ее постепенно изменявшимися Eh-pH-na-
раметрами [Скрипченко, 1966, 1972]. Предполагалось, что рассолы
осаждали богатую медную минерализацию в кровле и на флангах руд-
ных залежей, в зонах с более окислительными свойствами среды и
низкой концентрацией S2".
В последние десятилетия интенсивно развивалась гипотеза, в со-
ответствии с которой последовательное отложение халькопирит-пири-
товых и полиметаллических руд происходило из геохимически едино-
го раствора. Отложение различных минералов происходило вследствие
различия температур, необходимых для насыщения раствора относи-
тельно Си и Zn + Pb [Hekinian, Fouquet, 1985; Злотник-Хоткевич, 1988;
Ohmoto, 1996 и др.]. Точки критического насыщения составляли для
халькопирит-пиритовой ассоциации 300° С, для полиметаллической —
250° С [Solomon, Walshe, 1979]. Считается, что пространственная
дифференциация вещества возможна лишь в месторождениях, где ру-
доотложение осуществляется с начальной температурой не менее
300° С [Злотник-Хоткевич, 1988].
Практически все разновидности хемогенно-осадочных гипотез не
учитывают известных псевдоморфных взаимоотношений между мине-
ралами, считая сульфиды первичными гидротермально-осадочными
фазами. Некоторые из этих взаимоотношений частично объясняет дру-
гая гипотеза, в соответствии с которой поступление растворов сквозь
скопления колчеданных руд может привести к перераспределению
рудных минералов. Конечным результатом этого перераспределения
является образование характерной зональной сульфидной залежи, в
которой отношение Cu/(Zn + Pb) будет уменьшаться по направлению
вверх и в стороны от центральной части скопления [Франклин и др.,
1984]. Возможность такого перераспределения цветных металлов мно-
271


гими исследователями видится в возникновении зоны активизации
химических реакций при фронтальном смешении концентрированных
гидротермальных растворов с морскими водами, имеющими высокий
окислительный потенциал [Меднорудные..., 1987].
Гипотеза «зонной чистки» и гидротермально-метаморфических
преобразований рудных залежей получила развитие в трудах по место-
рождениям Урала [Медноколчеданные..., 1992; Прокин и др., 1983],
Алтая [Авдонин, 1994] и Японии [Ohmoto, 1996]. В частности, X. Омо-
то показал, что минералы черных руд отлагались в низкотемператур-
ную стадию, тогда как медьсодержащие минералы (халькопирит, бор-
нит) формировались при температурах 280-380° С в результате заме-
щения первичного сфалерита. По мере нагревания нижней части рас-
тущего холма халькопирит замещался пиритом. В результате этих про-
цессов Си и Zn последовательно переносятся к кровле холма, где вновь
осаждаются в виде сфалерита и халькопирита. Однако и эта гипотеза
не объясняет латеральный [Скрипченко, 1966] и ритмичный [Баранов
и др., 1987] типы зональности колчеданных месторождений.
Латеральная зональность, заключающаяся в постепенном повыше-
нии содержаний халькопирита и борнита от центральных частей к вы-
клинкам рудных тел, была впервые обнаружена Н. С. Скрипченко
[1966] на Урупском и Худесском колчеданных месторождениях Кавка-
за. Было замечено, что наиболее высокие концентрации меди свойст-
венны рудам сульфидно-гематитовой фации. Наличие гематита, нахо-
дящегося в парагенезисе с борнитом и халькопиритом, рассматрива-
лось как доказательство отложения богатых медью малосернистых руд
в среде с более высокими Eh по сравнению с бедными медью рудами.
Последние слагают наиболее мощную центральную часть колчеданной
залежи. Происхождение зональности связывалось со скоростью отло-
жения, а не с явлениями эпигенетического перераспределения меди,
так как халькопирит, борнит и халькозин считались первичными гид-
ротермально-осадочными минералами.
Н. С. Скрипченко предполагает, что осаждение сфалерита, запре-
щенного для сульфидно-гематитовой ассоциации минерала, происхо-
дило в условиях восстановительной среды, господствовавшей при об-
разовании центральных зон колчеданных залежей. Однако концентри-
рование сфалерита на их флангах отмечается для многих колчеданных
месторождений Урала [Медноколчеданные..., 1992], Алтая [Авдонин,
1994], Японии [Ohmoto, 1996] и других регионов: сфалерит иногда
образует почти сплошные агрегаты в линзовидных телах длиной 10 и
мощностью всего 0.5 м. Особенно характерно центробежное распреде-
ление сфалерита для колчеданно-полиметаллических месторождений.
Классическим примером такой зональности являются колчеданно-
272


полиметаллические месторождения типа куроко [Ohmoto, 1996]. В же-
лезистых сфалеритах изоморфное железо представлено в трехвалент-
ной форме Fe3+ [Шуи, 1979]. Например, сфалерит, залегающий в кров-
ле Учалинского месторождения, ассоциирует с магнетитом [Мине-
ральные..., 1994]. На Молодежном месторождении встречаются сфале-
рит-магнетит-гематитовые прослои. Все это свидетельствует об устой-
чивости сфалерита в щелочных и слабоокислительных условиях.
Еще большие сложности возникают при объяснении ритмичной
зональности слоистых сульфидных руд. Такая зональность на флангах
колчеданных залежей не является уникальным явлением. На некото-
рых месторождениях, например, на месторождении Филизчай (Кавказ)
ритмично-слоистые колчеданно-полиметаллические руды являются
главным морфогенетическим типом, определяющим ритмичную зо-
нальность рудной залежи. Каждый ритм в подошве состоит из пирит-
ного слоя. Вверх по разрезу, наряду с увеличением процентного со-
держания кварца, а в некоторых случаях и кальцита, сменяют друг
друга халькопиритовый, полиметаллический, сфалеритовый и сфале-
рит-галенитовый пропластки [Твалчрелидзе, 1987].
Ритмичная зональность описана Э. Г. Дистановым К. Р. Ковалевым
[1975] для Озерного месторождения, Н. С. Скрипченко [1980] — для
руд месторождения Жайрем. Зональность этого ряда вслед за А. С. Ла-
пуховым [1975] принято называть многоэтажно-ритмичной, а ее обра-
зование часто связывается с осадочно-хроматографическими процес-
сами либо с различной динамикой фильтрации гидротермальных рас-
творов в эпигенетическом рудном процессе. Однако генезис много-
этажной ритмичности колчеданно-полиметаллических руд остается
дискуссионным, а многие его стороны до сих пор еще загадочны и
противоречивы.
В модели, предложенной Н. С. Скрипченко [1966], ритмичная зо-
4 нальность слоистых руд связывается с пульсационным режимом гид-
ротермальной деятельности. Описана «прямая» зональность, характе-
ризующаяся концентрацией халькопирита и борнита в кровле борнит-
халькопирит-сфалерит-пиритовых слоев. Эта зональность объяснялась
последовательным осаждением минералов по мере повышения Eh
водной среды бассейна. Формирование каждого ритма завершалось
отложением эксгаляционно-осадочных барит-гематитовых пород в
сильноокислительной обстановке.
Однако многие рудные слои имеют «обратную» минералогическую
зональность: пирит локализуется в верхней части ритмов, а минералы
цветных металлов — в нижней [Иванов, Рокачев, 1970; Масленников,
1991; Тесалина и др., 1994]. Понять причины этого можно, только опи-
раясь на данные о физико-химическом взаимодействии среды и исход-
18 — Металлогения
273


ных минералов при гальмиролизе кластогенных сульфидных осадков
(см. ниже).
Долгое время литолого-минералогические особенности околоруд-
ных осадков, окружающих рудные тела, оставались малоизученными.
Без выяснения этих особенностей не было оснований говорить о су-
ществовании литолого-фациальной зональности колчеданоносных по-
лей в целом, включая околорудные осадочные отложения.
Многие палеогидротермальные поля так же, как и их современные
аналоги, оконтуриваются ареалами оксидно-железистых отложений,
продуктов субмаринного окисления переотложенного сульфидного ма-
териала. На разных месторождениях минеральный состав оксидно-же-
лезистых отложений различный: магнетитовый, маггемит-магнетито-
вый, гематитовый и гематит-кварцевый. Однако оксидно-железистые
отложения распространены далеко не на всех колчеданных месторож-
дениях. Их место нередко занимают другие типы осадков — хлорито-
литы, серицитолиты, тальколиты и микрокварциты, лишь иногда со-
держащие примесь оксидно-железистого материала.
В. В. Авдонин [1994], изучивший околорудные отложения микро-
кварцитов и хлоритолитов на колчеданно-полиметаллических место-
рождениях Алтая, считает, что они образовались в результате гидро-
термально-осадочного осаждения алюмосиликатных фаз. Предполага-
ется, что основным фактором, определяющим латеральную зональ-
ность околорудных осадков, является изменение рН гидротермальных
растворов по мере их смешения с морской водой. Смена кварцитов
серицитолитами, хлоритолитами и доломитолитами с удалением от
выводного канала объясняется постепенной нейтрализацией растворов
морской водой и последовательным осаждением Si02, AI2O3, F^O^
MgO.
При значительном разбавлении гидротермальных растворов этот
процесс невозможен, так как вместо железистых алюмосиликатов из
раствора будут осаждаться только гидрооксиды Fe, а кремнезем будет
растворяться в морской воде [Кронен, 1982]. Учитывая, что микро-
кварциты и хлоритолиты содержат многочисленные доказательства
замещения исходного гиалокластогенного материала [Злотник-Хотке-
вич и др., 1980], можно предположить поступление Si, Al из вулканок-
ластического материала, Mg из морской воды, a Fe из гидротермаль-
ных источников.
Охарактеризованные гипотезы пока не объясняют всего многооб-
разия околорудных осадков и поэтому не могут удовлетворительно
объяснить литолого-фациальную зональность и металлогеническую
специализацию различных типов колчеданоносных полей. Не отрицая
важности основных аспектов хемогенно-осадочной модели для объяс-
274


нения роста гидротермальных построек, следует заметить, что форми-
рование сопутствующих конседиментационных ареалов палеогидро-
термальных полей происходило при активном участии подводных ги-
пергенных процессов. Например, при субмаринном гипергенном пре-
образовании и дезинтеграции придонных сульфидных построек с
дальнейшим смешением продуктов разрушения и околорудных осад-
ков [Иванов, Рокачев, 1966; Жабин, 1979; Минеральные..., 1994;
Рудницкий, Путинцева, 1988; Масленников, 1991; Кузнецов, 1992].
Существенное влияние на разрушение колчеданных залежей ока-
зывали процессы подводного окисления или гальмиролиза [Масленни-
ков, Зайков, 1991; Масленников, 1997]. Гальмиролиз, или подводное
выветривание — совокупность процессов механического, химического
и биохимического преобразования осадков на поверхности дна при
взаимодействии их с морской водой (гали — море, мирос — мазь, ли-
спе — распад) [Hummel, 1922]. Обычно считается, что гальмиролиз
протекает во взвеси и на поверхности осадка. Однако многие исследо-
ватели вполне правомерно полагают, что гальмиролиз оказывает влия-
ние на процессы минералообразования и ниже поверхности осадка в
зоне влияния морских вод [Фербридж, 1971].
Создание теории гальмиролиза палеогидротермальных полей по-
зволит ответить на многие поставленные вопросы.
ТИПЫ И ГЕОЛОГИЧЕСКАЯ ПОЗИЦИЯ
ПАЛЕОГИДРОТЕРМАЛЬНЫХ ПОЛЕЙ ОСТРОВНЫХ ДУГ
УРАЛЬСКОГО ПАЛЕООКЕАНА
Размещение исследованных палеогидротермальных полей в струк-
турах Южного Урала и положение их в стратиграфическом разрезе
показаны на рис. 6.1, 6.2. В основу выделения вулканических комплек-
сов положены разработки коллектива петрологов ВСЕГЕИ [Магмати-
ческие..., 1979] с учетом авторских данных. Геодинамические структу-
ры приняты по результатам Уральской палеоокеанологической экспе-
диции [История..., 1984; Зайков, 1991].
Типы полей. По аналогии с современными структурами в палео-
зойских отложениях Урала выделены высокотемпературные и низко-
температурные палеогидротермальные поля. К первым отнесены поля
с медно-цинковоколчеданными залежами, которые располагаются в
риолит-базальтовых комплексах (уральский тип месторождений) и в
базальтовых (типы кипрский и бесси) [Прокин, 1997].
Высокотемпературные поля среди риолит-базальтовых комплексов
локализуются на нескольких уровнях: в кровле базальтовых толщ, в
средней и верхней частях разреза риолит-дацит-андезит-базальтовых
275


64f
A
Z
77
Рис. 6.1. Схема
размещения палео-
гидротермальных
полей в палеоокеа-
нических структу-
рах Южного Урала.
1-3 — фрагменты
структур: 1 — Сакмар-
ского раннепалеозой-
ского окраинного моря
(/),2 — девонских ост-
ровных дуг (// — За-
падно-Магнитогорская,
IV— Восточно-Магни-
тогорская), 3 — девон-
ских междуговых и
задуговых бассейнов
(/// — Магнитогор-
ский, V—Домбаров-
ский); 4 — сутурная
зона Главного Ураль-
ского разлома; 5 —
скрытые поперечные
разломы; 6 — колчеда-
ноносные районы; 7 —
исследованные колче-
данные месторождения
и палеогидротермаль-
ные поля: Я-К —
Яман-Касинское,
Т-Т— Таш-Тау и Куль-
Юрт-Тау, Ci/б — Си-
бай, Зим — Зимнее,
Ал — Александрий-
ское, Мол — Молодеж-
ное и Талганское, Ун —
Учалинское.
толщ. Высокая температура гидротерм устанавливается как по анало-
гии с современными полями, где измерены температуры гидротер-
мальных растворов 300-400° С, так и по данным термобарогеохимиче-
ских исследований. Установлено [Медноколчеданные..., 1992], что
температура формирования сульфидных руд на месторождениях Си-
байском, Гайском, Молодежном, Подольском, Узельгинском, Кундыз-
динском находится в пределах 200-380° С.
276


Рис. 6.2. Стратиграфические колонки (наименование структур на рис.
6.1).
7-7 — вулканические и осадочные комплексы: 7 — базальтовый, 2 — риолит-баз-
альтовый контрастный, 3 — риолит-базальтовый непрерывный, 4 — андезит-базаль-
товый, 5 — кремнистый, б — терригенно-карбонатный, 7 — вулканомиктовый; 8-10 —
уровни формирования гидротермальных отложений: 8 — кремнисто-железистых, 9 —
медно-колчеданных, 10 — медно-цинковоколчеданных.
Названия месторождений на рис. 6.1.
К низкотемпературным принадлежат палеогидротермальные поля с
гематит-кварцевыми и оксидно-марганцевыми отложениями. Такие по-
ля изобильны в базальтах офиолитовых ассоциаций, например, в За-
падных Мугоджарах [Зайкова, 1991]. Многие залежи гематит-квар-
цевых пород приурочены к яшмовым горизонтам, накопившимся во
время ослабления вулканической деятельности и располагающимся в
кровле следующих комплексов: риолит-базальтовых баймак-бурибай-
ском и карамалыташском, базальт-андезит-риолитовом улутауском, ан-
дезит-базальтовых ирендыкском и колтубанском. Низкая температура
гидротерм предполагается по термобарогеохимическим исследовани-
ям и отсутствию сульфидных отложений. В пользу этого говорит и
сравнение с аналогами в современных областях накопления кремни-
сто-железистых осадков, например, в Галапагосском рифте.
277


Указанные генеральные различия осложняются ситуациями, когда
на флангах высокотемпературных полей присутствуют низкотемпера-
турные образования кремнисто-железистого состава.
Геологическая позиция. Исследованные палеогидротермальные
поля приурочены к структурам Магнитогорско-Мугоджарской палео-
островодужной системы и Сакмарского окраинного моря [Зайков,
1991; Основы..., 1995]. Островодужная система представлена Западно-
и Восточно-Магнитогорскими островными дугами, разделяющим их
Магнитогорским междуговым бассейном; Домбаровским задуговым
бассейном.
Доказательства такой трактовки получены различными методами.
Общий анализ палеогеографической обстановки, определение типа па-
леобассейна и последовательности событий на палеоокеанической ок-
раине выполнены в работах «История развития Уральского палеоокеа-
на» [1984] и «Формирование земной коры Урала» [1986]. Не вдаваясь в
детали глобальных реконструкций, отметим, что ширина Уральского
палеоокеана оценивается цифрой порядка 1 000-1 500 км, а главные
островодужные структуры возникли и получили законченное оформ-
ление в среднем-позднем девоне.
В структурах Сакмарского окраинного моря высокотемпературные
палеогидротермальные поля известны в Медногорском рудном районе и
приурочены к риолит-базальтовому комплексу. Его возраст дискуссио-
нен, но более убедительные данные имеются в пользу силура [Коринев-
ский, 1991]. Главной рудоносной структурой района является Блявин-
ско-Утягуловский трог длиной около 20 и шириной 3-4 км. В восточном
борту трога располагаются (с юга на север) Яман-Касинское, Разумов-
ское, Комсомольское и Блявинское медно-колчеданные месторождения.
Западно-Магнитогорская островная дуга состоит из трех меридио-
нальных отрезков. Продуктивным на колчеданное оруденение является
средний, вмещающий Баймак-Бурибайскую и Гайскую зоны. В первой
палеогидротермальные поля приурочены к локальным раздвигам севе-
ро-западного простирания, соответствующим скрытым поперечным
разломам на границе сегментов островной дуги [Масленников, 1991;
Зайков, 1991; Zaykov et al., 1996]. Примерами их являются Октябрь-
ское, Юбилейное, Подольское гидротермальные поля. Зоны раздвигов
выполнены лавами и вулканогенно-обломочными породами риолито-
вого, дацитового, андезитового состава. В центральной части сегмен-
тов палеогидротермальные поля контролируются субмеридиональны-
ми грабенами, рассекающими базальтовое плато — Таш-Тауское и
Куль-Юрт-Тауское поля [Серавкин, 1986; Зайков, 1995].
В Восточно-Магнитогорской островной дуге высокотемператур-
ные палеогидротермальные поля с промышленным колчеданным ору-
278


денением сосредоточены в риолит-базальтовом комплексе в ее север-
ной части (Учалинско-Александринская зона). Здесь очень отчетливо
проявлен их контроль локальными раздвигами в базальтовых палео-
вулканах и осевых частях базальтовых гряд: Учалинское, Узельгин-
ское, Талганское, Молодежное поля. Кроме этого выделяются палео-
гидротермальные поля, приуроченные к просадкам по периферии вул-
канокупольных сооружений базальтового состава [Геологическое кар-
тирование..., 1994].
В андезит-базальтовом комплексе Восточно-Магнитогорской дуги
ситуация иная. Здесь установлены низкотемпературные поля с гемати-
то-кварцевыми отложениями, часть которых сопровождается золото-
сульфидной минерализацией (Куросанская группа месторождений), а
часть — марганцевой (Лисьи горы) [Теленков, Масленников, 1996].
В Магнитогорском междуговом бассейне колчеданоносные палео-
гидротермальные поля единичны и приурочены к вулканогенным гря-
дам и куполам, сложенным риолито-базальтовым комплексом (Сибай-
ское, Бакр-Узякское). Контроль осуществляется линейными депрес-
сиями [Масленников, 1991]. В кровле комплекса установлены много-
численные низкотемпературные поля с марганцевой минерализацией
(Файзуллинское, Янзигитовское месторождения).
Таким образом, размещение палеогидротермальных полей в окра-
инно-океанических структурах Урала определяется сочетанием палео-
вулканических и палеотектонических факторов. Среди последних —
зоны локального раздвига; просадки над опустошенными в результате
извержений магматическими камерами, депрессии, приуроченные к
скрытым поперечным разломам типа трансформных, определяющих
сегментацию островодужных сооружений.
РУДНЫЕ ФАЦИИ КОЛЧЕДАНОНОСНЫХ
ПАЛЕОГИДРОТЕРМАЛЬНЫХ ПОЛЕЙ
Исследованиями последних лет в рудных районах складчатых поя-
сов и океанических рифтов установлено, что колчеданные залежи и их
аналоги — черные курильщики — являются полифациальными обра-
зованиями. Это требует нового подхода к изучению строения, минера-
лого-геохимической зональности и генезиса сульфидных рудных тел,
сформировавшихся в придонных условиях. В качестве одной из кате-
горий фациального анализа предлагается использовать термин «рудная
фация», под которой понимаются руды и металлоносные отложения с
однотипными генетическими признаками, указывающими на процессы
и условия минералообразования [Зайков, 1995]. Рудная фация рассмат-
ривается как часть рудоносной системы, выделяющаяся по морфост-
279


руктурным, текстурно-структурным, минералогическим и геохимиче-
ским особенностям.
Систематика рудных фаций находится в начальной стадии разра-
ботки. У авторов нет полного единства в этом вопросе. С одной сторо-
ны, возможна классификация по крупным генетическим признакам,
т. е. по процессам, определяющим механизм отложения руд: гидротер-
мальный, кластогенный, гипергенный, биогенный, метасоматический
или иным способом (В. В. Зайков). С другой стороны, важны и детали
этих механизмов, приводящие к формированию частей единых рудных
тел, например, рудоподводящих труб и каналов, элювиальных, коллю-
виальных кластогенных руд, проксимальных и дистальных рудокла-
стических турбидитов. Сопряженность процессов седиментогенеза и
субмаринного гипергенеза (гальмиролиза) приводит к необходимости
выделения гальмиролитических минеральных фаций в пределах седи-
ментологических фаций, различаемых по текстурно-структурным при-
знакам (В. В. Масленников). Большой проблемой является определе-
ние границ «смежных» рудных фаций, например, кластогенной и ги-
пергенной, гидротермальной и гидротермально-метасоматической.
В итоге обсуждения и консультаций с коллегами в качестве ком-
промиссного варианта принята следующая предварительная типиза-
ция.
Гидротермальная фация сульфидных холмов с субфациями суль-
фидных труб, трубчатых рудоподводящих каналов (кондуитов), мас-
сивных (диффузных) руд, гидротермальных жил.
Гидротермально-биогенная фация с субфациями сульфидных ба-
ундстоунов, бафлстоунов и пакстоунов [Уилсон, 1980], каждая из кото-
рых подразделяется по составу организмов, например, пелеципод-вес-
тиментиферовая, брахиопод-моноплакофоровая, строматолитовая, по-
лихетовая.
Кластогенная фация с седиментологическими субфациями, соот-
ветствующими литодинамическим типам: элювиальными и коллюви-
альными брекчиями, проксимальными и дистальными турбидными
ритмитами.
Гидротермально-метасоматическая (гидротермально-гипогенная)
фация в основании сульфидных холмов подразделяется на субфации,
отражающие кислотность и окисленность флюидов: пирротиновая,
сидерит-пиритовая, пиритовая и др., характеризующиеся определен-
ными текстурно-структурными особенностями. К этому же типу отно-
сятся субфации подрудных метасоматитов.
Гипергенная фация с субфациями полного субмаринного окисле-
ния, выщелачивания, вторичного сульфидного (моносульфидного) обо-
гащения.
280


ГИДРОТЕРМАЛЬНАЯ ФАЦИЯ
В последние десятилетия на Урале [Жабин, 1977; Зайков, Маслен-
ников, 1987], Рудном Алтае [Авдонин, 1994], в Канаде [Knuckey et al.,
1982], в Ирландии [Воусе et al., 1983], на Кипре [Oudin, Constantinou,
1984], в Омане [Haymon et al., 1984] реконструированы сульфидные
холмы — аналоги современных черных курильщиков. Разработаны
морфоструктурные, рудно-фациальные и палеонтологические крите-
рии их выделения [Зайков, 1991; Масленников, 1991]. Основные из
них следующие: холмообразная форма кровли сульфидных сооруже-
ний с признаками синхронного отложения руд и вмещающих осадков;
присутствие кластогенных сульфидных гравититов, характеризующих
разрушение вершины холма и центробежное перемещение рудокла-
стического материала гравитационными потоками вниз по склонам.
Косвенным признаком, указывающим на сходство сульфидных холмов
с современными сульфидными постройками, считается присутствие
предковых форм оруденелой пригидротермальной фауны [Haymon et
al., 1984; Зайков, Масленников, 1987; Kuznetsov et al., 1991].
Типы сульфидных холмов. В результате многолетних исследова-
ний авторы реконструировали на Урале одиночные, сдвоенные и мно-
гоярусные сульфидные холмы [Зайков, Масленников, 1997].
Одиночные сульфидные холмы имеют высоту от 20 до 40 и попе-
речник от 300 до 500 м. Примером их является сульфидная залежь мед-
но-цинковоколчеданного месторождения Яман-Касы в Медногорском
рудном районе [Зайков и др., 1995; Теленков, Масленников, 1995]. Она
имеет асимметричную линзовидную форму с цоколем высотой 12-22 м
поперечником около 100 м (рис. 6.3). В кровле холма обнаружены ре-
ликты сульфидных труб и остатки сульфидизированной пригидротер-
мальной фауны, представленной беззамковыми брахиоподами, моно-
плакофорами, гастроподами и предковыми формами вестиментифер и
полихет. В массивных рудах тела холма присутствуют многочисленные
сфалерит-баритовые жилы, образующие каркасные системы.
Двойные сульфидные холмы описаны на месторождениях Ок-
тябрьском [Масленников, 1991] и Таш-Тау [Зайков, 1995]. Максималь-
ная длина залежи Октябрьского месторождения — 500 м при высоте
каждого холма 20 и диаметре 50 м (рис. 6.4). В осевой части холмов
обнаружены реликты сульфидных труб, на флангах — рудокластиче-
ские отложения. В рудах обнаружены реликты трубчатых червей диа-
метром 1-2 мм и кварцевые ядра проблематичных раковин.
Общая длина залежи месторождения Таш-Тау — 450 м, в ее строе-
нии выделяются два холма высотой 20-25, диаметром 50-100 м. В
массивных рудах обнаружены фрагменты барит-халькопирит-сфалери-
281


282


Рис. 6.4. Разрезы рудного тела колчеданного месторождения Таш-Тау
(по В. В. Зайкову, Р. Гатиятуллиной).
/ — массивные халькопирит-сфалерит-пиритовые руды, 2 — брекчиевидные колче-
данные руды, 3 — прожилково-вкрапленные колчеданные руды, 4 — дайки дацитов,
5 — положение границ карьера на период картирования.
товых рудоподводящих каналов. К холмам примыкают тела обломоч-
ных руд. В массивных рудах В. П. Москвичевым обнаружены псевдо-
морфозы пирита по трубчатым организмам, имевшим диаметр 1-2 мм.
Очень крупные по размерам фрагменты трубчатых рудоподводящих
каналов были установлены В. В. Зайковым и Ю. В. Кулешовым в
1997 г. в основании северного сульфидного холма. Диаметр фрагмен-
тов труб превышал 15 см. Наружная часть труб образована слоями ги-
гантозернистых радиальных агрегатов шестоватого сфалерита. Внут-
ренняя стенка труб инкрустирована пластинчатыми кристаллами халь-
копирита. Интерьер труб заполнен сфалеритом и баритом.
Многоярусные холмы имеют высоту от 80 до НО м. Примером их
является Ново-Сибайская сульфидная залежь, сложенная тремя этажно
расположенными холмами высотой 20-40 м [Жабин, 1977; Масленни-
ков, 1991]. В осевой части холмов располагаются массивные халько-
пирит-пирротиновые и пятнистые сидерит-халькопирит-пиритовые и
кавернозные пиритовые руды (рис. 6.5). На флангах сульфидных линз
залегают брекчиевые руды, в которых обломки халькопирит-пирито-
вого состава сцементированы агрегатами кварца, пирита и сфалерита.
283


0ПШ]1Ш2ШзШ4Е1]5
ED6 Fv^l7 F^l8 Г^~19
Рис. 6.5. Схема строения многоэтажного сульфидного холма Сибайско-
го месторождения (по А. Г. Жабину, В. В. Масленникову).
1-3 — массивные и брекчиевидные колчеданные руды: 1 — халькопирит-пирит-
пирротиновые, 2 — пиритовые, 3 — халькопирит-сфалерит-пиритовые; 4 — вулкано-
генно-осадочные пачки с прослоями слоистых кластогенных колчеданных руд и гема-
тит-хлорит-кварцевых госсанитов; 5 — лавы и экструзивные тела дацитов и базальты
подрудной толщи; 6 — лавы и вулканокластиты надрудной базальтовой толщи; 7 —
лавы и вулканокластиты дацит-риолитовой рудовмещающей толщи; 8 — границы карь-
ера; 9 — оруденелые биостромы.
В отличие от сульфидных труб, образованных струйными гидро-
термальными потоками, многие колчеданные залежи Южного Урала и
других колчеданоносных регионов формировались в процессе диф-
фузного поступления гидротермальных растворов, пропитывавших
почти весь объем сульфидной постройки. Сульфидные постройки,
формирующиеся диффузными потоками, имеются и на дне современ-
ных океанов. В кровле некоторых из них иногда встречаются сульфид-
ные трубы, однако более типичными являются ульевидные пики или
«диффузеры». Например, такие диффузеры широко распространены в
кровле пирротиновой залежи гидротермального поля Снейк-Пит [Fou-
quetetal., 1993].
284


Диффузное поступление гидротермальных растворов происходит
благодаря многочисленным порам, имеющим первые миллиметры в
диаметре. В отличие от труб, характеризующихся энергичным поступ-
лением гидротерм, в диффузерах гидротермальные потоки слабые ла-
минарные. Древние аналоги диффузеров, впервые обнаруженные в
Ирландии на руднике Тинаф, состоят из многочисленных подводящих
трубочек и пор диаметром не более 0.5-2 мм, инкрустированных по-
ристым ботриоидальным (гроздьевидным и почковидным) пиритом
[Graham et al., 1992]. На Урале диффузеры, имеющие такое строение,
пока не обнаружены, однако в ядерной части рудных тел встречаются
многочисленные поры и небольшие друзовые полости, которые могли
служить путями продвижения флюидов.
Сульфидные трубы. Находки сульфидных труб черных куриль-
щиков в древних колчеданных месторождениях чрезвычайно редки.
Небольшие сульфидные трубы впервые были обнаружены С. Скоттом
[Scott, 1981] на месторождении Куроко еще в 1979 г. Позднее Оудин и
Константиноу [Oudin, Constantinou, 1984] сделали краткое описание
фрагментов сульфидных труб из колчеданных месторождений Кипра.
Примерно в это же время В. В. Масленниковым в шахте Октябрьского
месторождения были обнаружены субвертикальные сульфидные «си-
фоны», залегающие в основании колчеданного холма [Масленников,
1991]. Они рассматривались как прямой признак существования на
Урале аналогов современных черных курильщиков. Обнаруженные
«сифоны» имели диаметр 5-7 см и характеризовались устойчивым
двучленным строением: стержневая часть труб была заполнена сфале-
ритом, наружная оболочка представлена халькопиритом в ассоциации
с рассеянным эвгедральным пиритом. В пирит-халькопиритовом агре-
гате угадывались реликтовые концентрические тонкослоистые и
струйчатые текстуры, характерные для колломорфных мельниковит-
пиритовых корок. Сходное строение имеет обломок трубы, обнару-
женный В. В. Масленниковым (1991 г.) в брекчиевидных рудах Алек-
сандрийского медно-цинковоколчеданного месторождения (скв. 5 978).
Внутренняя часть трубы заполнена сфалеритом и баритом, наружное
обрастание представлено зернистым пирит-халькопиритовым агрега-
том, заместившим колломорфный пирит. Лишь в краевой части трубы
сохраняется почти чистый колломорфный мельниковит-пирит. В отли-
чие от эвгедрального пирита, имеющего n-тип проводимости, колло-
морфный мельниковит-пирит относится к р-типу.
Более десятка сульфидных труб прекрасной сохранности были об-
наружены В. В. Масленниковым в 1992-1995 гг. в карьере Яман-Ка-
синского месторождения. Реликты обнаруженных фрагментов суль-
фидных труб в большинстве случаев имеют структурно-минералоги-
285


ческую зональность, свойственную трубам современных черных ку-
рильщиков [Haymon, 1983; Paradis et al., 1988; Hannington & Scott,
1988; KosKi et al., 1985; Fouquet et al., 1993].
На рис. 6.6 показано продольное сечение одной из типичных труб,
обнаруженных В. В. Масленниковым и Р. Херрингтоном в 1995 г. на
южной выклинке рудной залежи Яман-Касинского медно-цинковокол-
чеданного месторождения [Little et al., 1996]. Эта труба так же, как и
Рис. 6.6. Минералогическая зональность сульфидной трубы черного
курильщика Яман-Касинского медно-цинковоколчеданного месторожде-
ния (по В. В. Масленникову).
Схема составлена на основе продольного среза обр. 0-1.7,2 — марказит-пиритовая
зона: / — колломорфная и дендритовидная мельниковит-пиритовая подзона с реликта-
ми нитчатых бактерий, 2 — кварц-халькопирит-сфалерит-марказит-пиритовая подзона;
3-5 — внутренняя халькопиритовая зона: 3 — теллурсодержащая подзона, 4 — теллу-
ридсодержащая подзона, 5 — «чистая» от минеральных примесей; 6-7 — сфалеритовая
зона: 6 — с кварцем и марказитом, 7 — «чистая» от минеральных примесей; 8 — квар-
цевая зона; 9 — налеты теллура на внутренней поверхности халькопиритовой зоны.
Длина линейки — 1 см.
286


современные, имеет двучленное строение: наружную колломорфную
марказит-пиритовую оболочку и внутреннее заполнение халькопири-
том, пиритом, сфалеритом и кварцем.
Марказит-пиритовые обрастания, имеющие колломорфное строе-
ние, очевидно, образовались при прямом осаждении сульфидов из
гидротермальных растворов. Дендритовидные структуры показывают,
что такое осаждение происходило быстро [Бортников и др., 1993].
Присутствие в «колломорфном» пирите барит-кварцевых реликтов
бактериальных нитей указывает на участие микроорганизмов в осаж-
дении сульфидов.
К настоящему времени разработана гипотеза формирования мине-
ралогической зональности труб черных курильщиков, открытых в зо-
нах спрединга современных океанов [Hekinian et al., 1980; Tompson et
al., 1988; Von Damm, 1990; Embley et al., 1988; Fouquet et al., 1988,
1993; Graham et al., 1988; Halbach, Pracejus, 1993; Hannington, Scott,
1988; Haymon, 1983; Paradis et al., 1988]. Предполагается, что в начале
деятельности высокотемпературного источника вокруг гидротермаль-
ной струи формируется ангидритовая скорлупа, которая в процессе
роста и утолщения стенок трубы постепенно охлаждается и растворя-
ется в морской воде. В процессе растворения ангидрит замещается
сульфидами; внутренняя полость трубы инкрустируется халькопири-
том, изокубанитом, пирротином, иногда сфалеритом. Наружная по-
верхность обрастает колломорфным пиритом и марказитом [Haymon,
1983]. Появление борнита и ковеллина на границе между внутренней
халькопирит-изокубанитовой и внешней марказит-пиритовой зонами
трубы во многом объясняется процессами взаимодействия флюидов с
морской водой [Graham et al., 1988].
На сходство процессов роста современных и древних сульфидных
труб указывает их единообразное строение. В трубах мезозойских и
палеозойских месторождений по преобладающим минералам обычно
выделяются две-три или четыре зоны: наружная — марказит-пирито-
вая, внутренняя — халькопиритовая и осевые — сфалеритовая и/или
кварцевая. Они рассматриваются нами вслед за Graham et al., [1988]
как минеральные микрофации. Каждая зона может подразделяться на
несколько подзон в зависимости от количества примесей других мине-
ралов (рис. 6.6).
1. Марказит-пиритовая зона сложена колломорфными, почковид-
ными или дендритовидными агрегатами мельниковит-пирита-1 и
марказита (рис. 6.6, подзона 1). Колломорфные агрегаты сульфидов
содержат многочисленные псевдоморфозы кварца по нитчатым бак-
териям. Кварц также заполняет пористое пространство между марка-
зит-пиритовыми почками и дендритами. Участками корочки мельни-
287


ковит-пирита-1 несут признаки растрескивания с образованием авто-
хтонных микробрекчиевых структур. Сульфидные обломочки цемен-
тируются и частично замещаются кварцем. По мере приближения
к внутренней части колломорфной корки увеличивается интенсив-
ность замещения мельниковит-пирита-1 кристаллически-зернистым
марказитом-2, эвгедральным пиритом-2 и кварцем. В этой же зоне
(рис. 6.6, подзона 2) кристаллы низкожелезистого сфалерита (Fe
0.3-1.79%) нарастают на кристаллы марказита-2. Ядро кристаллов
сфалерита содержит тонкую эмульсовидную вкрапленность халько-
пирита, известную как халькопиритовая болезнь [Juniper, 1988;
Hutchinson, 1993; Зайков и др., 1995]. Максимальные концентрации
халькопирита наблюдаются в ядре кристаллов сфалерита. Ориенти-
ровка марказит-пиритовых дендритов и почек указывает на центро-
бежный рост колломорфных корок.
2. Халькопиритовая зона (рис. 6.6, подзоны 3-5) представлена мо-
номинеральными агрегатами пластинчатых кристаллов халькопирита.
В большинстве случаев, как показывают данные микрозондового ана-
лиза, состав халькопирита близок к стехиометрическому (табл. 6.1).
Нередко вблизи наружной границы зоны (рис. 6.6, подзона 3) встреча-
ются многочисленные зерна пористого самородного теллура размером
до 100-200 мкм [Масленников и др., 1997].
В следующей по направлению к оси трубы узкой (100-200 мкм)
подзоне 4 появляются галенит (Pb 86.95, S 12.74, Те 0.11%) и ковел-
лин (Си 65.2, S 33.46, Fe 1.17, Pb 0.67, Ag 0.23%). Ковеллин встреча-
ется в виде мелких зерен, корродирующих пластинки халькопирита.
Подзона 4 отличается обилием разнообразных теллуридов золота,
серебра, висмута, свинца, ртути, лишь иногда содержащих прожилки
самородного теллура, и сульфотеллуридов серебра и золота. Наиболее
широко представлены сильванит, гессит, колорадоит и алтаит (табл.
6.1).
По результатам микрозондового анализа (табл. 6.2), для более
светло-серого сульфотеллурида рассчитываются формулы ряда (Аи,
Ag, Си) (Те, S) - (Аи, Ag, Си)4(Те, S)3, для второго более темного —
Ag4(Te, S)3 ИЛИ приближенно AggTe.^. Последний минерал близок
по составу к бенлеонардиту Ag8(Sb, As)Te2S3. Однако содержания
мышьяка и сурьмы в обнаруженном сульфотеллуриде обычно
меньше 0.01%, лишь в некоторых пробах они достигают 1.82 и
0.16% соответственно. Близкий по составу сульфотеллурид
(Ag3TeS) обнаружен ранее на Гайском медноколчеданном месторо-
ждении Южного Урала [Молошаг, Буслаев, 1982]. Почти всегда с
сульфотеллуридами ассоциируют тонкие коричневато-черные про-
жилки самородного теллура.
288


19 — Металлогения
289


ТАБЛИЦА 6.2
РЕЗУЛЬТАТЫ РЕНТГЕНОСПЕКТРАЛЬНОГО МИКРОАНАЛИЗА
СЕРЕБРОСОДЕРЖАЩИХ МИНЕРАЛОВ МЕСТОРОЖДЕНИЯ ТАШ-ТАУ
№
п. п.
№ ана-
лизов
Ag
Си
Те
Se
Fe
S
Сумма
1
2
F-2
g-1
59.61
60.28
5.49
2.48
25.01
34.24
1.21
0.87
2.59
1.48
5.94
1.00
99.85
100.35
3
4
5
Срс
F-7
F-8
F-9
ущее
18.66
17.86
17.41
34.76
44.30
44.21
43.96
28.09
0.04
0.02
0.02
11.87
0.07
0.08
0.11
0.47
0.67
0.62
0.49
1.17
36.20
37.09
37.97
23.64
99.94
99.88
99.96
100.00
6
7
Срс
F-11
F-12
ушее
24.70
22.05
23.38
39.18
40.07
39.63
0.03
0.03
0.03
0.05
0.05
0.05
0.52
0.64
0.58
35.45
37.14
36.30
99.93
99.98
99.97
8
9
10
Сре
F-3
F-4
F-5
удаее
2.70
2.41
1.94
2.35
45.63
46.15
46.63
46.14
0.00
0.01
0.03
0.01
0.03
0.02
0.01
0.02
10.28
10.49
10.54
10.44
41.31
40.78
40.64
40.91
99.95
99.86
99.79
99.87
Примечание. Анализы выполнены на микроанализаторе «Newcameca» в Музее
естественной истории (Лондон). 1,2 — гессит, 3-5 — ялпаит (?), 6,7 — штромейерит
(?); 8-10 — борнит. В 2 определены Аи — 0.22, Tl —1.20 %.
С удалением от наружной границы зоны самородный теллур, а за-
тем и теллуриды исчезают. Вершины кристаллов халькопирита прак-
тически не содержат теллура. Лишь изредка они покрыты налетами
самородного теллура (рис. 6.6, подзона 9). Текстуры избирательного
роста и положение вершин идиоморфных кристаллов указывают на
рост халькопиритовых друз по направлению движения внутрь трубы.
3. Сфалеритовая зона состоит из двух подзон. В подзоне 6 значи-
тельная часть сфалерита замещена кварцем, ассоциирующим с почко-
видным марказитом. Подзона 7 сложена относительно чистым от ми-
неральных примесей почковидным железистым и умеренно желези-
стым сфалеритом. В некоторых сульфидных трубах сфалеритовая зона
отсутствует. Осевой канал (рис. 6.6, подзона 9) многих сульфидных
труб заполнен друзовым кварцем. Иногда сохраняется полость канала,
которая достигает диаметра 2-3 мм.
Зональность других труб, обнаруженных на Яман-Касинском ме-
сторождении, может отличаться от охарактеризованной. Например, в
одной из труб во внутренней части халькопиритовой зоны обнаружены
решетчатые срастания ламелей халькопирита и промежуточного твер-
дого раствора халькопирит-пирротинового ряда. Сходные продукты,
содержащие Zn, охарактеризованы ранее на Яман-Касинском место-
рождении и в трубах современных черных курильщиков [Зайков и др.,
290


1995]. Решетчатые зерна инкрустированы почковидным сфалеритом,
содержащим волосовидные жилки и беспорядочно или концентриче-
ски распределенную густую «эмульсию» халькопирита. В других тру-
бах в осевой части появляется значительное количество марказита и
кварца.
При всем многообразии сульфидных труб они имеют как минимум
две зоны, фиксирующие центробежный (наружная зона) и центрост-
ремительный (внутренняя зона) рост сульфидных агрегатов. В наибо-
лее простом случае встречаются трубы, состоящие из двух зон: наруж-
ной — колломорфной марказит-пиритовой и внутренней — пластин-
чато-кристаллической халькопиритовой. Халькопиритовая зона в та-
ких трубах имеет ритмичное строение, очевидно, отражающее пульса-
ционный характер гидротермальной деятельности.
Следует заметить, что в охарактеризованной зональности сульфид-
ных труб отсутствует наружная лимонит-гематитовая зона, образовав-
шаяся в результате полного окисления поверхности некоторых совре-
менных черных курильщиков (поле ТАГ). В подзоне 4 не обнаружен
борнит, являющийся, наряду с ковеллином, типичным продуктом окис-
ления халькопирита современных черных курильщиков [Haymon, 1983].
По минералам-индикаторам может быть приблизительно реконст-
руирована температурная зональность труб черных курильщиков. Так,
например, мельниковит-пирит-1, в отличие от остальных сульфидов,
встречающихся в трубе, является низкотемпературным, так как диссо-
циирует в вакууме при температурах около 100° С. Это согласуется с
результатами замеров температур на поверхности современных труб
черных курильщиков [Juniper et al., 1992]. Присутствие марказита-2 в
подзоне 2 также указывает на невысокие температуры минералообра-
зования (менее 200° С по Murowchick, Barnes [1986]).
Низкие температуры в подзоне 3 подтверждаются присутствием
самородного теллура, так как последний реагирует с водой при темпе-
ратурах выше 100-160° С с образованием Те02 и выделением водорода
[Бандман, 1989]. Температуры, рассчитанные по кобальтовому геотер-
мометру [Безмен и др., 1978], в халькопиритовой зоне теллурсодержа-
щих труб варьируют от 100 до 310° С. Появление марказита в цен-
тральной части трубы свидетельствует о снижении температур при
затухании гидротермальной деятельности, так как марказит обычно
превращается в пирит при >240°С [Murowchick, Barnes, 1986]. При-
сутствие продуктов распада твердых растворов халькопирита и пирро-
тина в некоторых трубах, не содержащих теллуриды, показывает, что
температуры гидротерм превышали 210° С [Graham et al., 1988]. Высо-
кие температуры образования кварц-халькопиритовых агрегатов под-
тверждаются модальными температурами гомогенизации включений в
291


кварце, составляющими 300-320° С. В то же время включения в квар-
це, ассоциирующем с колломорфными пиритовыми агрегатами, гомо-
генизируются при температурах 110-120° С.
Таким образом, охарактеризованные трубы имеют двучленное
строение, характерное для многих труб современных черных куриль-
щиков. Судя по признакам разнонаправленного роста сульфидных аг-
регатов, наиболее древней является пограничная подзона. По аналогии
с современными гидротермальными трубами можно предполагать, что
на месте этой зоны первоначально существовали либо ангидритовая,
либо мельниковит-сфалерит-опаловая скорлупа, с которой и начинался
рост трубы. Между внутренней халькопиритовой и наружной мельни-
ковит-пиритовой зонами разница температур составляла не менее
100-200° С. Это могло быть обусловлено только взаимодействием рас-
каленных гидротермальных труб с холодной морской водой.
Внешняя граница халькопиритовой (или пирротиновой) зоны
обычно считается местом встречи окислительной холодной морской
воды, поступавшей снаружи, и восстановительных гидротермальных
растворов, просачивающихся из канала трубы. В современных трубах
черных курильщиков на этой границе появляются борнит и ковеллин,
образовавшиеся при окислении халькопирита [Graham et al., 1988; Fou-
quet et al., 1993; Haymon, 1983]. Высокая активность кислорода в под-
зоне 2 подтверждается низкими содержаниями Fe в сфалеритах, ука-
зывающими на формирование сульфидов Zn в равновесии с пиритом, а
не с пирротином [Barton, Toulmin, 1966]. Во внутренней части трубы
низкая активность кислорода фиксируется появлением железистого
сфалерита или продуктов распада халькопирротина. На менее окисли-
тельные условия во внутренней зоне по сравнению с внешней указы-
вает присутствие халькопирита, который обычно существует при более
низкой летучести кислорода, чем пирит.
Так же, как и современные черные курильщики, сульфидные трубы
месторождения Яман-Касы подвергались окислению. Очевидно, в под-
зоне 4 в результате смешения H2S и 02 происходило окисление халь-
копирита с образованием ковеллина и пирита:
CuFeS2 + 2H2S + 02 = CuS + FeS2 + 2Н20.
В подзоне 5 при благоприятных температурах формировались тел-
луриды (для гессита, возможно, 100-140° С [Молошаг и др., 1995]).
Дальнейшие одновременные процессы сульфидизации и окисления
приводили к разложению теллуридов и образованию сульфотеллури-
дов и самородного теллура по следующей вероятной реакции:
4Ag2Te + 1.502 + 3H2S = Ag8Te3S3 + Те + ЗН20.
В результате полного окисления теллуридов на наружной поверх-
ности халькопиритовой зоны появлялись обильные выделения само-
292


родного теллура, содержащие примесь самородной серы. Налеты са-
мородного теллура, изредка встречающиеся на внутренней поверхно-
сти халькопиритовой зоны, вероятно, отлагались при окислении Н2Те в
период затухания гидротермальной деятельности.
Следовательно, сульфотеллуриды и самородный теллур, обнару-
женные в сульфидных трубах месторождения Яман-Касы, являются
индикаторами взаимодействия холодных окислительных морских вод
и остывающих гидротермальных флюидов. Окислительный процесс
преобразования сульфидов и теллуридов в этих условиях можно рас-
сматривать как пригидротермальный гальмиролиз. В пригидротер-
мальном гальмиролизе, в отличие от собственно гальмиролиза, участ-
вует не только 02, поступающий из морской воды, но и одновременно
H2S, привносимый гидротермальными растворами. Таким образом,
появление различных микрофаций сульфидных труб определяется
степенью взаимодействия флюидов и руд с морской водой.
ГИДРОТЕРМАЛЬНО-БИОГЕННАЯ ФАЦИЯ
Гидротермально-биогенная фация установлена на нескольких кол-
чеданных месторождениях Южного Урала на основе детальных лито-
лого-палеоэкологических исследований. Они базируются на принципе
палеоэкологического (в том числе и трофического) актуализма. Основ-
ные усилия были направлены на реконструкцию околорудного экоге-
неза (oicos — жилище) — развития экологических отношений между
организмами, а также между ними и средой обитания. В процессе ра-
боты были получены неожиданные результаты, имеющие принципи-
альное значения для понимания условий формирования колчеданонос-
ных палеогидротермальных полей.
Оруденелая фауна, представленная трубчатыми червями и пелеци-
подами, впервые была обнаружена С. Н. Ивановым на Сибайском ме-
сторождении еще в 1947 г. Позднее оруденелые трубчатые черви были
найдены на колчеданных месторождениях Омана [Haymon et al., 1984],
Кипра [Oudin, Constantinou, 1984], Ирландии [Banks, 1985]. В настоя-
щее время имеются сведения о находках проблематичной оруденелой
фауны на Октябрьском, Яман-Касинском, Бурибайском, Юбилейном,
Сафьяновском, Левихинском, Комсомольском, Красногвардейском и
других колчеданных месторождениях Урала. Однако сохранность и
распространенность фауны на разных месторождениях неодинаковы и
возможности картирования ограничены.
Наиболее благоприятными объектами для изучения гидротермаль-
но-биогенных рудных фаций оказались вскрытые карьерами Сибай-
ское и Яман-Касинское месторождения — настоящие палеогидротер-
293


мальные оазисы. Находки фауны на этих месторождениях были доста-
точно частыми, оруденелые фаунистические остатки имели хорошую
сохранность [Прокин и др., 1985; Масленников, 1991; Кузнецов А. П. и
др., 1993; Зайков и др., 1995].
Сибайский оазис. В осевой части многоэтажного Ново-Сибай-
ского сульфидного холма выделено пять горизонтов, содержащих ору-
денелую фауну [Прокин и др., 1985; Масленников, 1991]. Каждый го-
ризонт завершает гидротермально-гипергенный цикл формирования
нескольких сульфидных холмов. Наблюдается рудно-фациальный или
минералогический контроль локализации фауны: основные находки
сделаны в пиритовых или сфалерит-пиритовых колломорфных битум-
содержащих рудах.
В халькопирит-пирротиновых и халькопирит-пиритовых массив-
ных рудах фауна не встречается. В пиритовых кавернозных рудах, яв-
ляющихся продуктами выщелачивания исходных халькопирит-сфале-
рит-пиритовых руд, встречаются только следы от фауны, фиксирую-
щиеся трубчатыми друзовыми полостями с кристаллами сфалерита,
кварца, халькопирита или кальцита.
В каждом горизонте обнаруживаются проблематичные оруденелые
органогенные остатки, чаще всего представленные мелкими трубча-
тыми червями и многочисленными колломорфными корками, напоми-
нающими строматолиты. Многочисленные рудокласты, содержащие
остатки трубчатых червей, обнаружены на выклинке нижней рудной
линзы.
В кровле третьей снизу сульфидной линзы выявлена небольшая
холмообразная биогермная сфалерит-пиритовая постройка [Масленни-
ков, 1991]. В нижней части биогермы залегал линзовидный биостром
мощностью 2.2 м (рис. 6.7), центральную часть которого занимали
пучковидные колонии многочисленных трубчатых червей диаметром
1-2 см в сходных по ряду признаков с современными вестиментифе-
рами Tevnia [Кузнецов А. П. и др., 1988]. Длина отдельных индивидов
превышала 40 см. Трубки вестиментифер слегка отклонялись от вер-
тикального положения на угол 16-24°. Плотность колонии трубчатых
червей достигала 10 индивидов на 1 дм2. Промежутки между червями
были заполнены тонкозернистым, тонкодисперсным и фрамбоидаль-
ным пиритом, содержащим примесь органического вещества, а также
многочисленными двустворчатыми моллюсками, залегающими в при-
жизненном положении. Моллюски относятся к новому виду. В резуль-
тате работ, проведенных авторами совместно с К. Литлом, моллюски
были отнесены к семейству Modiomorphidae и получили название
Yabis (анаграмма слова Сибай) Ivanovy в честь С. Н. Иванова, впервые
обнаружившего данный вид моллюсков.
294


О прижизненном положении свидетельствует ориентировка мол-
люсков (макушкой вверх) и наличие обеих нераспавшихся створок.
Раковины некоторых моллюсков тесно прижаты друг к другу. На по-
верхности некоторых створок видны следы вдавливания, свидетельст-
вующие о крайне тесном соседстве моллюсков. В. Таннинклифф [Tun-
nicliffe, 1991] считает, что такое «удушливое» соседство околорудной
фауны обеспечивает сохранность организмов в экстремальных услови-
ях среды обитания.
Сульфидный биостром перекрывается сфалерит-пиритовыми кол-
ломорфными рудами, образующими каркас холмообразной гидротер-
мальной постройки. В сфалерит-пиритовых рудах обнаружены много-
численные фрагменты оруденелых вестиментифер и корки пиритовых
колломорфных руд, сходных со строматолитами. Участками среди пи-
ритовых строматолитов встречаются прослои пиритовых песчаников.
Такие же линзы пиритовых песчаников распространены в углублениях
в кровле постройки (биогерма).
По аналогии с фациями известняков [Уилсон, 1980] биогенная по-
стройка в нижней части сложена сульфидными бафлстоунами, пред-
ставлявшими собой осадок с многочисленными остатками вестимен-
тифер стеблевидной формы, служащими как сетка (baffle) для накоп-
ления тонкозернистой илистой сульфидной массы. В отличие от ти-
пичных карбонатных бафлстоунов сульфидные пелеципод-вестименти-
феровые бафлстоуны образовались также при участии каркасных суль-
фидных «строматолитов» и бактериальных обрастаний, сложенных
колломорфным пиритом.
Верхнюю часть постройки можно отнести к сульфидным байнд-
стоунам (bindstone) — линзовидным и пластинчатым строматолитопо-
добным матам, ассоциирующим с типичными грубообломочными био-
кластическими субфациями — вестиментиферовыми рудстоунами.
Последние характеризуются фрагментами вестиментифер, сцементи-
рованных гравийно-песчанистым биокластическим и рудокластиче-
ским материалом.
В кровле сульфидной постройки найдены небольшие вестименти-
феровые колонии, залегающие среди гиалокластогенных песчаников.
Эти колонии интерпретируются как фация калиптр, почти полностью
замещенных сфалеритом [Прокин и др., 1984].
На склонах сульфидных холмов встречаются прослои сульфидных
мадстоунов и пакстоунов, содержащие фрагменты оруденелых корот-
ких трубок мелких полихет, сходных с современными пригидротер-
мальными альвинеллидами [Кузнецов А. П. и др., 1988]. Руды, сос-
тоящие из фрагментов полихет с сульфидным илом, могут сопостав-
ляться по текстуре с карбонатными флаутстоунами [по Уилсону, 1975].
296


На выклинках залежей в основании слоев пиритовых грейдитов иногда
наблюдаются столбчатые и конкрециевидные сульфидные «стромато-
литы», сложенные колломорфным пиритом [Масленников, Василенко,
1991]. Таким образом, с удалением от гидротермальной рудной по-
стройки и от рудного холма в целом вестиментиферы, моллюски и
альвинеллиды, и затем и «строматолиты», залегающие в прижизнен-
ном положении, исчезают. В дистальных сульфидных отложениях по-
являются эпидот-карбонатные пелетты, коникохии, хлоритовые и ге-
матитизированные онколиты, оруденелые радиолярии и сгустки фрам-
боидального пирита.
Яман-Касинский оазис. На вершине сульфидного холма Яман-Ка-
синского месторождения (рис. 6.3), кроме многочисленных альвинел-
лид, гигантских вестиментифер, идентичных по строению современ-
ным представителям рода Riftia, и проблематичных двустворчатых
моллюсков, автором были обнаружены очень крупные моноплакофоры
и гигантские беззамковые брахиоподы [Little et al., 1997].
Оруденелая фауна так же, как и на Сибайском месторождении,
встречается только в определенных текстурно-минералогических ти-
пах руд: серноколчеданных, содержащих битумы, колломорфный и
фрамбоидальный пирит; барит-сфалерит-пиритовых и сфалеритовых
апопиритовых. В кварц-пиритовых выщелоченных рудах от фауны ос-
таются полости, иногда заполненные кристаллами кварца. В халькопи-
рит-пиритовых массивных рудах фауна не встречена.
В кровле рудной залежи на дне карьера в разное время были
вскрыты биостромы мощностью 0.5-1 м и площадью до 4-5 м2, свиде-
тельствующие о прижизненном положении: трубки вестиментифер и
альвиннелид располагались перпендикулярно к поверхности кровли
залежи, моноплакофоры — вершинами вверх [Зайков и др., 1995]. В
нескольких случаях удалось обнаружить субвертикальные трубки
крупных вестиментифер, заполненных сверху гематит-пирит-кремнис-
тым осадком. В крупных образцах видно, что брахиоподы залегают
очень плотно и параллельно друг другу. Сохранение обеих створок
также свидетельствует о прижизненном положении фауны. Текстурные
особенности биогенных руд позволяют их отнести к субфации вести-
ментиферовых бафлстоунов и раковинных биомикритов.
Трубки вестиментифер, обнаруженные в кровле холма, обычно име-
ют цилиндрическую форму и не нарушены пластическими деформа-
циями. В некоторых образцах вестиментиферы располагаются парал-
лельно не только друг другу, но и небольшим трубам черных курильщи-
ков, от которых находятся на расстоянии 2-5 см. Плотность особей вес-
тиментифер, моноплакофор и брахиопод может достигать 5 экземпляров
на 1 дм2. Большая плотность и локальность заселения в рудоподводящей
297


зоне свидетельствует о влиянии гидротермальных источников на появ-
ление и сохранность организмов в кровле сульфидного холма. Обычно в
биостромах присутствуют все виды фауны одновременно. Однако в од-
ном из биостромов В. В. Зайковым наблюдалась смена от центра к пе-
риферии колоний гигантских вестиментифер, моноплакофор и брахио-
под мелкими трубчатыми червями (альвинеллидами), слоистыми стро-
матолитами и органогенным детритусом [Зайков и др., 1994].
На выклинивании рудной залежи обычно альвинеллиды не встре-
чаются. Вместе с тем, на южной выклинке рудной залежи, в грубооб-
ломочных брекчиях, в основании ритмов рудных турбидитов обнару-
жены накопления переотложенных сильнодеформированных трубок
вестиментифер, сплюснутых до неузнаваемости. Аллохтонные био-
кластические субфации по аналогии с карбонатными фациями [Уил-
сон, 1975], по-видимому, следует отнести к вестиментиферовым руд-
стоунам — грубообломочным биокластитам с преобладанием гравий-
но-пасаммитовой основной массы.
В рудных песчаниках и алевролитах были обнаружены полости,
образованные отпечатками выщелоченных брахиопод. Поверхности
полостей были покрыты пленкой керита. Чаще всего в сульфидных
песчаниках встречались осколки раковин размером 2-5 мм. Однако на
поверхности слоев, представленных госсанитами, найдены многочис-
ленные отпечатки целых створок. Это свидетельствует о жизни без-
замковых брахиопод не только около гидротермального источника, но
и на некотором удалении от рудоподводящей зоны. Вероятно, выяв-
ленные брахиоподовые биокластические осадки с пелитово-псаммито-
вой цементирующей массой следует по аналогии с карбонатными фа-
циями отнести к флаутстоунам. С удалением от этой колонки, при пе-
реходе проксимальных турбидитов в госсанит-сульфидные ритмиты,
оруденелая фауна окончательно исчезает.
Наблюдаемые условия нахождения фауны позволяют утверждать,
что обнаруженные организмы находятся в пространственной и, воз-
можно, трофической зависимости от гидротермального источника так
же, как и устьевая биота современных черных курильщиков. Следует
заметить, что фауна, залегающая в прижизненном положении, всегда
ассоциирует с сульфидными строматолитами и сульфидными бактери-
альными обрастаниями, черными керитовыми и гораздо реже карбо-
натными микроскопическими ветвистыми бактериальными выделе-
ниями, сходными по форме с цианобактериальными колониями Gir-
vanella и Epiphyton [Зайков и др., 1995]. Сульфидные строматолиты
вместе с другой фауной исчезают на выклинках сульфидного холма.
Тем не менее в основании южной выклинки обнаружен слой керитов,
содержащий многочисленные реликты нитчатых бактерий.
298


Таким образом, опыт фациально-палеоэкологического картирова-
ния сульфидных построек Уральского палеоокеана показывает воз-
можность выделения разнообразных гидротермально-биогенных суб-
фаций, каждая из которых характеризуется своими палеонтологиче-
скими и литологическими особенностями.
КЛАСТОГЕННАЯ ФАЦИЯ
Для определении генезиса колчеданных месторождений Урала и
других регионов существенное значение имеет проблема происхожде-
ния брекчиевидных сульфидных руд [Продукты..., 1991; Масленников,
1991]. Результаты изучения современных черных курильщиков [Heki-
nian, Fouquet, 1985; Лисицын и др., 1990; Гидротермальные..., 1993 и
др.] подтверждают гипотезы, обосновывающие обломочное происхож-
дение рудных брекчий [С. Н. Иванов, Рокачев, 1966, 1970; Кадзивара,
1973; Жабин и др., 1974; Богуш, Воронов, 1989 и др.; Тесалина, 1996].
Кластогенные сульфидные отложения, являющиеся важными со-
ставляющими колчеданоносных палеогидротермальных полей, можно
подразделить на несколько субфаций: 1) рудный элювий; 2) рудный
коллювий; 3) рудные флюксотурбидиты; 4) проксимальные рудные
турбидиты или грейдиты и, наконец, переслаивание осадков и дис-
тальных рудных турбидитов — ритмиты. Термин «флюксотурбидиты»
принят по В. Т. Фролову [1984].
Перечисленные субфации последовательно сменяют друг друга с
удалением от сульфидного холма. Каждая субфация рудокластического
седиментогенеза соответствует литодинамическому типу осадка.
Элювиальные и коллювиальные рудокластиты присутствуют в
кровле и на склонах рудных залежей Узельгинского, Талганского, За-
падно-Озерного, Учалинского, Сибайского, Молодежного, Яман-Ка-
синского месторождений. Они слагают тела мощностью до 15-20 м,
протяженностью десятки метров. Рудокласты часто содержатся в син-
вулканических брекчиях смешанного состава или цементируются же-
лезистыми продуктами субмаринного окисления колчеданных руд.
Контакты рудокластов с соседними обломками, как правило, точечные,
а при преобладании тонкообломочной цементирующей массы — обо-
собленные. Размеры рудокластов в целом не превышают по диаметру
размеров самых крупных петрокластов — 100 мм.
Соотношение мелкообломочной и крупнообломочной фракций вы-
сокое. Текстурные рисунки нередко срезаются ограничениями облом-
ков. Сульфидные каемки вокруг рудокластов чрезвычайно редки. Ис-
ключение составляют каемки гематита, содержащие реликты сульфи-
дов. Каемка гематита, развитая лишь в кровле рудокласта, — ориги-
299


нальный пример гравитационных текстур. Такие каемки найдены на
рудокластах висячего бока I залежи Молодежного месторождения.
Гравитационные текстуры [Жабин, 1979] — яркое доказательство се-
диментационной природы рудокластических отложений.
Мелкообломочные кластогенные рудные прослои — грейдиты
и ритмиты — широко распространены на выклинках рудных залежей
многих колчеданных месторождений Урала и других регионов. Ранее
они описывались как гидротермально-метасоматические [Ярош, 1973;
Ярош и др., 1977], гидротермально-осадочные [Перижняк, 1971;
Скрипченко, 1972] или хемогенно-кластогенные [Жабин, 1979]. Неред-
ко они образуют ритмично-слоистые пластообразные рудные тела
мощностью от 0.5 до 5 м. Постепенное выклинивание таких рудных
пластов с удалением от материнской сульфидной постройки происхо-
дит на расстоянии нескольких сот метров.
Кластогенные руды имеют градационную, косую, косоволнистую
слоистость и специфические механоглифы в подошве рудных цикли-
тов, указывающие на их турбидитовое происхождение. Часто наблюда-
ется переслаивание кластогенных сульфидных прослоев с кремнисты-
ми пелитолитами, хлоритолитами, гиалокластогенными песчаниками и
оксидно-железистыми продуктами подводного окисления колчеданных
РУД. Рудные прослои сложены кристаллами, обломками агрегатов кол-
ломорфных образований и кристаллов пирита, сегрегациями халько-
пирита, борнита, сфалерита, магнетита и гематита, заместившими пи-
рит [Иванов, 1959; Скрипченко, 1972; Масленников, 1991; Рыкус,
1992]. Гораздо реже присутствуют сульфидные псевдооолиты, а в
кровле слоев — примесь оруденелых радиолярий и сгустки фрамбои-
дального пирита. Мелкие фрагменты пирита часто замещаются квар-
цем, поэтому цемент пиритовых песчаников — базальный кварцевый.
Степень замещения сульфидных фрагментов кварцем, халькопиритом
и гематитом увеличивается в кровле слоев.
Обломочная природа сульфидных слоев подтверждается сле-
дующими фактами [Иванов, Рокачев, 1966, 1972; Жабин, 1979; Мас-
ленников, 1991]: 1) срезанием зональности кристаллов и текстурным
рисунком рудных обособлений; 2) совместным нахождением обломков
различного состава, текстуры и структуры; 3) уменьшением размера
обломков с удалением от холмообразной части рудной постройки в
фациальном ряду: рудные брекчии - рудные гравелиты с градационной
слоистостью, характерной для проксимальных турбидитов, - сульфид-
но-пелитолитовые ритмиты, типичные для отложений дистальных
турбидитов; 4) присутствием не замещенных сульфидами обломков
вулканитов. Нахождение среди рудных обломков псевдоморфоз пирита
по фауне, очевидно, объясняется тем, что отложение обломочного ма-
300


териала происходило одновременно с придонным метасоматозом, вы-
разившимся в замещении калиптров (?) и обломков фауны сульфида-
ми, а также сульфидов нерудными минералами в осевой части рудного
тела и гематитом на удалении от него.
О сингенетичности этого процесса свидетельствуют следующие
факты: 1) перемежаемость слоев с оруденелой и замещенной неруд-
ными минералами однотипной фауной; 2) тонкое переслаивание гема-
тита и кластогенного пирита и отсутствие признаков замещения пер-
вого вторым; 3) асимметричная минералого-геохимическая зональ-
ность рудных слоев [Скрипченко, 1972].
Сейсмическое обрушение как современных, так и древних труб
черных курильщиков и образование рудных эдафогенных брекчий яв-
ляется очевидным процессом. Однако появление обильного псаммито-
вого и пелитового рудокластического материала в глубоководных гид-
родинамически неактивных условиях трудно объяснить одним лишь
сейсмическим обрушением прочных каркасных кристаллически-зер-
нистых колчеданных руд.
Наиболее соответствующей фактическому материалу представля-
ется модель, разработанная на примере кипрских месторождений, в
соответствии с которой интенсивное выщелачивание колчеданных руд
приводило к образованию песчанистых текстур, а слабое выщелачива-
ние выразилось в наличии конгломератовых блоков [Constantinou,
1976; Франклин и др., 1984].
Фактический материал, полученный при рудно-фациальном карти-
ровании колчеданных залежей Южного Урала (Молодежное, Талган-
ское, Александрийское, Сибайское, Учалинское, Яман-Касинское и
другие месторождения), подтвердил эту гипотезу [Масленников, Зай-
ков, 1991]. Было показано, что основным фактором разрушения суль-
фидных холмов является гальмиролиз, или придонное окисление и
растворение остывающих сульфидных руд.
Например, при текстурном картировании залежи Яман-Касинского
месторождения наблюдались латеральные и стратиграфические пере-
ходы частично брекчированных руд в сильно дезинтегрированные кол-
лювиальные брекчии и ритмично-слоистые сульфидные песчаники
(рис. 6.8). Первоначально в элювиальных рудных брекчиях ограниче-
ния рудных блоков конформные, затем в брекчиях появляются следы
коррозии, растрескивания, рассыпания и переотложения более мелких
рудокластов. Процессы шелушения рудокластов наиболее интенсивно
проявлялись по концентрическим трещинам вокруг сульфидных ядер
[Масленников, Зайков, 1991]. Подобные трещины создаются при нали-
чии внутренних напряжений, возникающих, например, при сульфатной
коррозии бетона [Тринкер, Егоров, 1969]. Это позволяет отличать рас-
301


а б в
Шг (Ж]з Ш< ДЯбИШб
Рис. 6.8. Обломочные руды кровли сульфидной залежи месторождения
Яман-Касы (по В. В. Масленникову).
Стадии разрушения массивных руд: a — начальная стадия образования элювиаль-
ной рудной брекчии, б — «зрелая» элювиальная рудная брекчия, в — коллювиальные
рудные брекчии, а, б, в — соответствуют позициям II, III, IV на рис. 6.3.
/ — халькопирит-сфалерит-пиритовые обломки (штриховой линией показаны
фрагменты концентрической зональности), 2 — пирит-сфалеритовый цемент, 3 — мар-
казит-пиритовые рудокласты с реликтовыми колломорфными текстурами, 4 — мелко-
обломочные марказит-пиритовые агрегаты в сфалерит-пиритовом матриксе, 5 — каем-
ки и обособления мономинерального сфалерита, б — псаммито-псефитовые кластоген-
ные руды пиритового состава.
сыпающиеся рудокластиты от тектонических брекчий, имеющих тре-
щины, ориентированные, как правило, в одном-двух направлениях.
Механизм образования пиритовых песчаников представляется
следующим. При остывании колчеданных руд возникали многочислен-
ные капиллярные внутрикристаллические и межзерновые трещины, по
которым проникали окислительные морские воды, окислявшие и рас-
творявшие сульфиды. Не исключено, что по мере дальнейшего пони-
жения температур (до 2° С) в микротрещинах кристаллизовались раз-
личные сульфаты, кристаллы которых создавали дополнительные
внутренние напряжения, снимавшиеся «самопроизвольным» разруше-
нием руд, вплоть до образования пиритового песка. Подобные процес-
сы происходят в континентальных зонах гипергенеза колчеданных ме-
сторождений или при рассыпании образцов неметаморфизованных
биоморфных руд, помещенных во влажную среду. Низкая декрепито-
активность пиритовых песчаников, очевидно, отражает процессы авто-
гетерометрического растрескивания и растворения несовершенных
кристаллов [Масленников, Зайков, 1991].
302


Очевидно, наиболее благоприятными условиями для окисления и
рассыпания является период остывания труб черных курильщиков. К
разрушающимся объектам относятся также некоторые действующие
«дымоходы», имеющие толстые остывающие стенки. Так, А. П. Лиси-
цын наблюдал интенсивное шелушение и обваливание оболочек таких
труб [Гидротермальные..., 1993].
Продукты разрушения сульфидных холмов, перемещенные на
фланги полей, подвергались воздействию повторного гальмиролиза. В
отличие от при гидротермального (проксимального) дистальный галь-
миролиз протекал только при участии морской воды без влияния гид-
ротермальных флюидов [Масленников, 1996].
Минералогическая зональность рудокластических слоев позво-
ляет выделить минеральные фации, возникающие при процессах галь-
миролиза. Исходя из известных данных по физико-химическим пара-
метрам поровых растворов в океанических осадках [Ларсен, Чиллин-
гар, 1971], можно предполагать, что на поверхности сульфидного
осадка доминировали окислительные субщелочные условия, характер-
ные для морской воды. В верхней части слоя, соответствующей зоне
активной циркуляции кислородсодержащих морских вод, эти условия
становились кислыми за счет окисления сульфидов и особенно пирита.
Нижняя, бескислородная зона в сульфидных осадках, вероятно, харак-
теризовалась слабокислыми или субнейтральными условиями минера-
лообразования.
Наиболее полной зональностью характеризуются слои, мощность
которых превышает 10-40 см. В этих слоях выделяются по крайней
мере три зоны: 1) поверхностная — окислительная субщелочная; 2) пе-
реходная — окислительная сильнокислая или зона кислотного выще-
лачивания и, наконец, 3) нижняя — восстановительная субщелочная
или субнейтральная или зона цементации. Каждая зона имеет свои
особенности минералообразования [Масленников, Зайков, 1991] и мо-
жет рассматриваться как рудная фация.
Скорость и продолжительность растворения компонентов на по-
верхности осадка в морской воде — важнейшие факторы, влияющие
на конечный состав и зональность кластогенных сульфидных просло-
ев. Скорости растворения сульфидов и сульфатов в морской воде су-
щественно различаются. По скорости растворения частиц размером
2 мкм установлен следующий ряд (в днях): халькопирит (964) - пирит
(106-218) - барит (58) - сфалерит (48) - марказит (23) - пирротин
(11) - ангидрит (0.5) [Feely et al., 1987; Лисицын и др., 1990].
Таким образом, рудокластиты, имеющие близкие исходный состав
и размер обломков, можно подразделить по степени зрелости, отра-
жающей продолжительность растворения в морской воде: 1) почти не
зоз


преобразованные марказит-сфалерит-халькопирит-пирит-пирротино-
вые; 2) незрелые марказит-сфалерит-халькопирит-пиритовые; 3) уме-
ренно зрелые сфалерит-халькопирит-пиритовые; 4) зрелые халькопи-
рит-пиритовые; 5) «перезревшие» пирит-халькопиритовые.
Введение в опыты морской воды не благоприятствует растворению
галенита и миграции свинца [Хитаров, Москалюк, 1955], поэтому при
наличии в исходном сульфидном материале галенита возможно кон-
центрирование последнего по мере созревания сульфидных слоев.
В субщелочных средах, характерных для морской воды, электрод-
ный потенциал халькопирита (0.39), как правило, выше, чем у пирита
(0.25) [Свешников, 1967]. Это способствует процессам замещения пи-
рита халькопиритом в поверхностном слое осадка.
Характер процессов в зоне кислотного выщелачивания цветных
металлов зависит от кислотно-основных свойств исходных минералов
и соответственно их продуктов окисления. Окисление пирита, в отли-
чие от халькопирита и сфалерита, сопровождается резким снижением
рН за счет образования гипергенной серной кислоты [Скрипченко,
1972]. Халькопирит и сфалерит окисляются (при рН 4-8) с образова-
нием субнейтральных растворов комплексных соединений [Яхонтова,
Грудев, 1987]. Эксперименты показывают, что в кислых (рН 2-3) сре-
дах халькопирит как более электроотрицательный минерал (ЭП = 0.40)
по сравнению с пиритом (ЭП = 0.4-0.58) легко выщелачивается наряду
с другими моносульфидами. Таким образом, в присутствии сфалерита
в рудокластах процесс кислотного выщелачивания халькопирита мало-
вероятен.
Деполяризующее действие ионов Н+, возникающих при окислении
пирита, значительно увеличивает скорости окисления и растворения
моносульфидов [Листова, Бондаренко, 1969].
Устойчивость халькопирита при переходе от субщелочной стадии
гальмиролиза к кислотной должна существенно снижаться, и его место
занимают кварц и пирит. Это подтверждается взаимоотношениями
халькопирита с кварцем, наблюдаемыми в «зрелых» пиритовых песча-
никах. Таким образом, конечными продуктами кислотного выщелачи-
вания оказываются пирит и кварц, обладающие наивысшей кислото-
фильностью и устойчивостью в окислительных условиях по сравне-
нию с другими минералами.
Моносульфидизация в зоне цементации (зона вторичного суль-
фидного обогащения). Судя по строению колонок современных океа-
нических осадков [Ларсен, Чиллингар, 1971], ниже зоны кислотного
выщелачивания должна располагаться зона цементации или раннего
диагенеза, характеризующаяся восстановительными субщелочными
условиями. Эта зона характеризуется присутствием халькопиритовых,
304


халькозин-борнитовых и сфалерит-борнитовых минеральных фаций.
Действительно, зона медно-цинкового обогащения наблюдалась в ос-
новании наиболее крупных циклитов (от 40 см до первых метров) на
Молодежном, Александрийском, Таш-Тауском, Яман-Касинском ме-
сторождениях [Масленников, Зайков, 1991; Зайков, 1995; Тесалина и
др., 1994 и др.]. Предполагается, что выявленная зона медно-цинково-
го обогащения сопоставима с соответствующей зоной континенталь-
ного гипергенеза колчеданных месторождений [Основы..., 1995].
Вместе с тем, зональность рудокластических циклитов может быть
как «прямая», так и «обратная». Причина этого видится в последова-
тельности формирования зональности сульфидных циклитов.
В соответствии с предложенной моделью гальмиролиза рудокла-
ститов [Масленников, 1997] в кровле слоя первоначально происходило
замещение сфалерита и частично пирита халькопиритом с образовани-
ем «незрелых» циклитов первого типа, характеризующихся повышен-
ными содержаниями халькопирита и золота в кровле слоев. На по-
верхности циклитов халькопирит частично замещался ковеллином,
борнитом и халькозином. Такие циклиты, впервые обнаруженные Н. С.
Скрипченко [1972] на Урупском медно-цинковоколчеданном месторо-
ждении, нередко встречаются на колчеданных месторождениях Яман-
Касы (Ю. Урал) и Риддер-Сокольном (Рудный Алтай).
При полном растворении сфалерита картина менялась: по мере на-
растания кислотности халькопирит оказывался менее устойчивым, чем
пирит, и растворялся. Однако ниже кислородной зоны выщелачивания
условия замещения пирита халькопиритом сохранялись. Это приводи-
ло к формированию циклитов второго типа, имеющих «обратную» зо-
нальность: в кровле слоя пиритовый песчаник, в подошве — халько-
пиритовая минерализация, иногда с примесью борнита, халькозина,
дигенита, ковеллина и люминесцирующего сфалерита. Такие циклиты
обнаружены на Молодежном и Александрийском медно-цинковоколче-
данных месторождениях [ Масленников, Зайков, 1991; Тесалина и др.,
1994]. Конечный продукт кислотного гальмиролиза — пирит. Однако в
том случае, когда рудокластический материал смешивался с нерудны-
ми компонентами, нейтрализующими гипергенные кислоты, происхо-
дил процесс полного замещения пирита халькопиритом, сфалеритом
или борнитом [Масленников, 1997].
Более того, сульфидно-осадочные смеси были более благоприят-
ными для образования оксидно-железистых фаз по сравнению с чис-
тыми пиритовыми рудокластитами.
Таким образом, детальный анализ минералогической зональности
кластогенных сульфидных отложений показывает, что основным фак-
тором минеральных фаций в рудокластических осадках специфиче-
20 — Металлогения
305


ской минералогической зональности сульфидных слоев являлся по-
вторный гальмиролиз переотложенных рудокластических осадков.
ГИПЕРГЕННАЯ ФАЦИЯ
К гипергенной фации отнесены гематитсодержащие продукты
субмаринного окисления сульфидных руд, приуроченные к кровле и
флангам колчеданных залежей. Среди них типичными являются гема-
титовые и хлорит-гематитовые породы, для которых мы вслед за авто-
рами книги «Геосинклинальная и океанская седиментация и вулка-
низм» [1984] используем термин «госсаны» (связанные с gossano —
железной шляпой) [Геологическое картирование, 1994]. Обзор иссле-
дования госсанитов — литифицированных госсанов и критерии их
выделения рассмотрены в монографии [Теленков, Масленников, 1996].
По отношению к «материнским» сульфидам госсаниты следует
подразделять на автохтонные, залегающие непосредственно на рудах,
и аллохтонные, перемещенные относительно рудных залежей [Зайков,
Масленников, 1991]. Первые образуют тела сложной конфигурации
мощностью до 1-2 м в кровле сульфидных залежей. Вторые распола-
гаются на удалении от рудных тел в виде маломощных пластов.
Госсаниты имеют массивные, брекчиевые, параллельно-слоистые,
косослоистые, ритмично-слоистые текстуры. Структуры мелко- и тон-
козернистые, микрообломочные, иногда псевдооолитовые. Под микро-
скопом при одновременном применении отраженного и проходящего
света в хлорит-кварцевом матриксе обнаруживаются псевдоморфозы
тонкодисперсного гематита по пиритовым обломкам. В целом характер
ультрамикроструктурного матрикса может быть очень разным, так как
определяется не генезисом оксидно-железистой составляющей, а
структурой осадка, к которому примешивался железистый материал
[Масленников, Котляров, 1990]. Гематит-2 в госсанитах имеет пла-
стинчатый облик и образует веерообразные агрегаты.
Автохтонные госсаниты из уральских колчеданных месторождений
по соотношениям основных компонентов (Fe, Si, Al, Ti, Mn) сходны с
колчеданными рудами и с госсанами, ассоциирующими с современ-
ными черными курильщиками [Масленников, 1991]. По сравнению с
колчеданными рудами в них на порядок ниже содержания Си, Zn, ино-
гда Pb. Во многих случаях особенности состава аллохтонных госсани-
тов обусловлены исходной примесью гиалокластики. Петрогеохими-
ческие различия многих госсанитов связаны со специфическими фи-
зико-химическими условиями гальмиролиза гиалокластики, возни-
кавшими при окислении сульфидов.
Госсаниты современных и древних сульфидоносных гидротермаль-
ных и гидросольфатарных полей характеризуются значительными ва-
306


риациями содержаний Fe203 (20-87%), Р205 (0.1-1.5%) повышенны-
ми— цветных и благородных металлов [Теленков, Масленников, 1995].
Содержание Si02 в автохтонных разностях определяется его содержани-
ем в исходных рудах (1-10%) с постепенным возрастанием по мере
окисления руд от 4 до 30%. В аллохтонных оно поднимается до 70 % за
счет увеличения примеси гиалокластогенного материала, что выражает-
ся через возрастание пределов содержаний А1263 с 1-5 до 5-13%,
ТЮ2 — с 0.05-0.2 до 0.1-0.4 %, MgO с 0.5-3 до 3-5 %. Как правило, ал-
лохтонные госсаниты по сравнению с джасперитами характеризуются
повышенными содержаниями редкоземельных элементов (TR 0.03 %),
особенно европия, церия и частично лантаноидов. Геохимические при-
знаки госсанитов постепенно исчезают при увеличении количества
кремнезема (до 90 %) и перехода их в фоновые силициты или яшмы.
Для понимания природы госсанитов важное значение имеют джас-
периты — оранжевые и темно-красные яшмовидные гематит-кварце-
вые породы, отличающиеся от яшм по структурно-текстурным осо-
бенностям [Геосинклинальная..., 1984; Kuypers, Denier, 1979]. Это мас-
сивные породы пятнистой или микробрекчиевидной текстуры, иногда
с грубой слоистостью либо травертиноподобными корками. Гематит-
кварцевые агрегаты несут черты раскристаллизации с уменьшением
объема и появлением диагенетических брекчиевых микротекстур, тре-
щин синерезиса. Для джасперитов характерны глобулярные, сфероли-
товые, кокардовые микроструктуры с субпланарными, субпланарно-
мелкобугорковыми, субпланарно-оспенными поверхностями реплик
[Масленников, Котляров, 1990].
Для джасперитов иногда очевидны признаки придонного метасо-
матоза гиалокластогенного материала [Kuypers, Denier, 1979; Пуркин,
Денисова, 1987; Масленников, 1991]. Однако некоторые исследователи
находят в них признаки гидротермально-осадочного происхождения
[Зайкова, Зайков, 1984].
Джаспериты, в отличие от яшм, могут образовывать тела различ-
ной морфологии: жилы и столбы, стратиформные линзы или холмы.
Значительно реже встречаются пластообразные залежи и прослои. Мас-
сивные автохтонные джаспериты, слагающие гидротермальные пос-
тройки, с удалением от подводящих каналов образуют постепенные
переходы к слоистым джасперитам, а затем яшмам. В связи с этим
джаспериты, имеющие признаки метасоматического и гидротермально-
го происхождения, следует считать придонными образованиями. Вслед
за Е. Куперсом и П. Деньером [Kuypers, Denier, 1979] возможно рас-
сматривать джасперитовые линзы как более окисленные аналоги при-
донно-гидротермальных и апогиалокластогенных «нонтронитов» га-
лапагосского типа [Масленников, 1991; Теленков, Масленников, 1995].
307


Джаспериты, слагающие основной объем построек на колчедан-
ных и марганцеворудных месторождениях, имеют относительно узкий
диапазон химического состава: содержание Si02 70-90, Fe2C>3 + FeO —
8-15, реже 20-30%. Судя по крайне малому количеству ТЮ2, А12Оз,
CaO, MgO, при замещении примесной гиалокластики происходил вы-
нос почти всех породообразующих элементов, кроме кремнезема и
железа. Джаспериты локализуются в основном на низкотемпературных
гидротермальных полях. Вместе с тем, некоторые разновидности джас-
перитов широко представлены и на колчеданных месторождениях.
Критерии отличия госсанитов от рудоносных и безрудных джаспери-
тов, имеющие большое значение при поисках колчеданных руд, под-
робно изложены в публикациях авторов [Масленников, 1991; Зайков и
др., 1993; Теленкова, Масленников, 1995].
ЗОЛОТО И СЕРЕБРО В ПРОДУКТАХ СУБМАРИННОГО
ОКИСЛЕНИЯ СУЛЬФИДНЫХ РУД
Геохимия и минералогия благородных металлов в субмаринных
зонах гипергенеза колчеданных руд изучены на месторождениях Таш-
Тау (Баймакский рудный район), Молодежном (Верхне-Уральский руд-
ный район) и Яман-Касы (Медногорский рудный район). В наиболее
богатых прослоях выделены и исследованы минералы золота и серебра
с применением электронной микроскопии и микрозондового анализа
на приборах Института минералогии УрО РАН (Миасс), ИГЕМ (Моск-
ва) и Музея естественной истории (Лондон). В этих работах авторы
сотрудничали с Е. И. Чуриным, Р. Херрингтоном, К. Стэнли.
Разрез зон субмарннного окисления в наиболее полном виде
включает:
1) продукты полного окисления (гематитовые, хлорит-гематитовые
породы);
2) продукты выщелачивания (пиритовые песчаники и кластоген-
ные псаммито-псефитовые сульфидные руды);
3) продукты вторичного сульфидного обогащения (борнит-, халь-
козин- и ковеллинсодержащие сульфидные руды).
Зоны гипергенеза приурочены к кровле рудных тел и имеют мощ-
ность 0.5-1.0 м. Их подводное происхождение доказывается присутст-
вием обломков упомянутых руд в перекрывающих морских отложени-
ях и рядом геолого-минералогических признаков [Масленников, Зай-
ков, 1991].
Высокие концентрации золота и серебра установлены в кластоген-
ных рудах (аналогах пиритовых сыпучек зон континентального гипер-
генеза) и продуктах вторичного сульфидного обогащения (рис. 6.9).
308


10 см
Е§3з[\£|8
[ИШ4С39
Рис. 6.9. Литологические колонки зон субмаринного окисления место-
рождений Таш-Тау (а) и Молодежного (б). Данные В. В. Зайкова.
1-4 — халькопиритовые сульфидные руды зоны вторичного сульфидного обогаще-
ния: 1 — с борнитом, 2 — с борнитом и баритом, 3 — с борнитом, баритом и ковелли-
ном, 4 — с теннантитом; 5-7 — кластогенно-гипергенные руды: 5 — псаммитовые и
псефитовые с блеклыми рудами, 6 — псаммито-псефитовые участками с поровым ге-
матитовым цементом, 7 — псаммито-псефитовые агломератовые; 8 — гематитовые и
хлорит-гематитовые госсаниты; 9 — розовые силициты; 10 — зеленые пелитолиты.
Минералы, содержащие благородные металлы, изучены в барит-бор-
нит-халькопиритовых рудах зоны вторичного сульфидного обогаще-
ния.
309


На месторождении Таш-Тау эти руды, в которых концентрация
золота достигает 80, а серебра — 400 г/т, образуют горизонт мощно-
стью 20-30 см в основании кластогенного сульфидного пласта [Зайков,
1995, 1997].
Самородное золото находится в виде выделений поперечником от
нескольких мкм до 4 мм. Морфология золотин чрезвычайно сложная
(рис. 6.10): они имеют сотовую или кружевную структуру и включают
многочисленные выделения барита, борнита, халькопирита и галенита.
По результатам микрозондового анализа золотины характеризуются
следующим составом (%): Аи 76-89; Ag 8-20; Hg 0.01-0.20; Те
0.01-0.16. В некоторых золотинах отмечено повышенное содержание
серебра в их центре, достигающее 20 %.
Рис. 6.10. Строение вы-
делений золота в барит-
борнитовой массе из зоны
субмаринного гипергенеза
месторождения Таш-Тау
(данные В. В. Зайкова).
310


Серебросодержащие минералы представлены гесситом, ялпаитом
(?) и штромейеритом (?). Результаты рентгеноспектрального микро-
анализа минералов приведены в табл. 6.2. Гессит ((Ag^Cuo.nFeoosboX
х (Teo.86Seo.04So.10). о - (Agi.53Cuo.24Feo.i3)2.ox(Teo.54S0.5i)i.o5) образует выде-
ления размером несколько мкм в агрегатах борнита и трещинах, рассе-
кающих зерна пирита (рис. 6.11). С гесситом ассоциируют галенит и
энаргит. Минералы, диагностированные по соотношению серебра и
меди как штромейерит (?) и ялпаит (?), находятся в сростках размером
10-20 мкм среди барита. Следует отметить, что в обоих случаях на-
блюдается значительное превышение количества серы в составе мине-
ралов по сравнению с теоретическим, в связи с чем анализы не уда-
лось рассчитать на корректные формулы минералов. Следовательно,
определение ялпаита и штромейерита нужно рассматривать как пред-
варительное.
На месторождении Молодежном в барит-теннантит-борнит-халь-
копиритовых рудах средней части кластогенного пласта самородное
золото (Аи 71-74 %, Ag 24-26 %) слагает зерна размером 10-20 мкм и
тончайшие (1-3 мкм) ветвистые жилки в теннантите и пирите.
Рис. 6.11. Положение выделений серебросодержащих сульфидов в ба-
рит-халькопиритовых рудах зоны субмаринного гипергенеза месторожде-
ния Таш-Тау (данные Зайкова В. В.).
G — выделение гессита (горизонтальная штриховка) совместно с борнитом (крап)
в трещине, рассекающей зерно пирита (белое), F — выделение сложного состава: ялпа-
ит (?) — косая штриховка, штромейрит (?) — вертикальная штриховка с борнитовой
оторочкой (крап); вмещающий барит (белое).
311


Серебросодержащие минералы представлены прерывистыми плен-
ками (толщина 1-2 мкм), приуроченными к поверхности зерен халько-
пирита на границе их с баритом. Примерный состав индивидов (%):
Ag 23-28, Си 32-35, Fe 2-6, S 34-40. Предполагается, что такая ПОЗИ-
ЦИЯ обусловлена электрохимическими процессами, протекавшими на
морском дне в зонах вторичного сульфидного обогащения. В этих же
рудах присутствуют точечные выделения минерала, сходного по соста-
ву с курилитом (%): Ag 54, Se 13, Те 12, S 17.
С минералами золота и серебра ассоциирует моусонит
(CueF^SnSg), образующий занозистые индивиды толщиной 2-3 и дли-
ной 5-10 мкм в кристаллах и колломорфных выделениях пирита. Со-
став минерала (%): Си 36-41, Fe 13-18, Sn 11-13, S 28-33, Ag 0.1-0.6.
На месторождении Яман-Касы повышенные содержания золота
(10-12 г/т) приурочены к верхней части кластогенного сульфидного
пласта (рис. 6.12). Минеральная форма благородных металлов изучена
в сульфидных трубах, подверженных субмаринному гипергенезу. Здесь,
как показано выше, установлены сильванит и гессит. Они ассоциируют
с самородным теллуром и колорадоитом. Сильванит образует тонкую
эмульсионную вкрапленность в гессите либо изометричные зерна, час-
Cu,%
2 4 6
Zn,%
4 6 8
10
Au,%
2 4 6 8 10 12
1Ш
Ш
Рис. 6.12. Литограмма рудных циклитов из центральной части южной
выклинки рудной залежи Яман-Касинского месторождения (данные В. В.
Масленникова).
1-6 — рудокластиты: J, 4 — псаммито-псефитовые, 2, 5 — гравийные, 3, 6 —
псаммитовые; 7 — кремнисто-гематитовые госсаниты.
312


тично замещенные тремя разновидностями сульфотеллуридов: 1 —
(Ag, Au, Cu)(Te, As, S); 2 — (Ag, Au, Cu)3(Te, S4); 3 — Ag4(Te, S).
Положение слоев с наиболее высокими содержаниями благород-
ных металлов в продуктах окисления, по-видимому, определяется сте-
пенью их зрелости. На месторождениях, где сульфидные песчаники
находятся в начальной стадии преобразования, золото и серебро кон-
центрируется в верхней подзоне выщелачивания (Яман-Касы). Для
горизонтов с полнопроявленным окислением эти элементы сосредото-
чены в средней части, на фронте подзоны вторичного сульфидного
обогащения.
Механизм формирования выделений самородного золота в изу-
ченных зонах гипергенеза может быть оценен на основании данных об
их составе и строении. Ранее было установлено, что имеются две глав-
ные разновидности гипергенного золота: остаточное и новое [Мурзин,
1983; Мурзин, Малюгин, 1987; Нестеренко, 1991].
Остаточное образовалось за счет слипания субмикронных частиц
галогенного металла, выделившихся при окислении существенно пи-
ритовых руд. Такие выделения наследуют состав первичного золота, а
морфология их различна — от пленок до кристаллов.
Новое золото образовалось либо за счет разложения золотосодер-
жащих минералов, например теллуридов, либо за счет химического
переотложения. В первом случае образуется так называемое горчичное
золото, представленное тонкоагрегатными пористыми скоплениями.
Морфология их отражает форму первичных минералов. Во втором
случае наблюдаются выделения самой разнообразной морфологии
преимущественно среди продуктов полного окисления.
Относительно состава различных видов нового золота, особенно
горчичного, данные ограничены [Мурзин, Малюгин, 1987]. Отмечает-
ся общая тенденция — повышение пробности по сравнению с гало-
генным золотом. Но при этом имеются вариации, которые определя-
ются особенностями гипергенных процессов при окислении первич-
ных руд различного состава. Зонам гипергенеза серноколчеданных
залежей, в водах которых высока концентрация серной кислоты и
очень низки значения рН, свойственно высокопробное золото. Золото
переносится в этих условиях оксианионными комплексами, а сереб-
ро — галогенидными [Сергеев и др., 1994а, б; Krupp, Weiser, 1992]. На
месторождениях с медно-цинковоколчеданными рудами кислотность
гипергенных вод значительно ниже (рН 5-7), процессы разделения
золота и серебра менее активны, и в восстановительных условиях зон
развития карбонатов меди и зон вторичного сульфидного обогащения
формируются твердые растворы этих металлов с разными пропорция-
ми [Thornber, 1985].
313


Золото субмаринной зоны окисления из месторождения Таш-Тау
представлено выделениями состава Au 76-89, Ag 9-20 %, но разной
морфологии. Золотины с кружевной текстурой по строению напоми-
нают горчичное золото. Учитывая данные В. В. Мурзина и А. А. Ма-
люгина [1987], можно предположить, что эти золотины образовались
за счет разложения теллуридов золота и серебра. В пользу такого про-
исхождения свидетельствуют присутствие теллура в количестве до
0.16% и довольно высокое содержание серебра — 14-20%. По мне-
нию A. Mann [1986], высокий уровень концентрации хлоридов в при-
сутствии сернокислотных растворов обусловливает растворение тел-
луридов золота и серебра и частичное их переотложение.
Золотины с сотовой и каркасной текстурой менее «серебристые» и
имеют более низкие содержания теллура (табл. 6.2). Эти золотины
идентичны «гипогенным» выделениям золота в халькопирит-галенит-
сфалеритовых рудах месторождения Бакр-Тау, расположенном на од-
ном рудном поле с Таш-Тау [Серавкин, 1986]. Золото приурочено к
поздним агрегатам бесцветного сфалерита, блеклых руд и борнита.
Ранее продукты субмаринного гипергенеза в колчеданных рудах не
выделялись, и данные, полученные по месторождению Таш-Тау, по-
зволяют предположить, что крупные золотины в неметаморфизован-
ных колчеданных рудах могли образоваться в результате вторичного
сульфидного обогащения на морском дне.
Реальность такого явления подтверждается прямыми находками
самородного золота в окисленных черных курильщиках Срединно-
Атлантического хребта и бассейна Лау в Меланезии [Foquet et al.,
1993, Herzig et al., 1993]. В первом случае на гидротермальном поле
Снейк-Пит выделения золота сконцентрированы во внешней части
сульфидных труб, подверженных придонному гипергенезу, и локали-
зуются в агрегатах дигенита, борнита, опал-гетитовых слоях. В бас-
сейне Лау золотоносные постройки выявлены на поле Вай-Лили; вы-
деления золота сосредоточены в барит-халькопирит-сфалеритовых
рудах внешних стенок высокотемпературных труб. К сожалению, нет
данных о составе самородного золота современных черных курильщи-
ков и не имеется возможности провести соответствующий сравни-
тельный анализ, но надеемся, что дальнейшие минералогические ис-
следования восполнят этот пробел.
КЛАССИФИКАЦИЯ КОЛЧЕДАНОНОСНЫХ ПОЛЕЙ
Теоретической базой для типизации колчеданоносных палеогидро-
термальных полей служат разработанные к настоящему времени форма-
ционные классификации колчеданных месторождений [Иванов, 1983;
314


Гидротермальные..., 1992; Горжевский и др., 1986; Еремин, 1983; Мед-
ноколчеданные..., 1985, 1988, 1992; Меднорудные..., 1987; Прокин и др.,
1990; Колчеданные..., 1979; Овчинников, Лутков, 1983; Система..., 1992;
Филатов, Ширай, 1988]. Большинство этих классификаций основано на
выявлении взаимосвязи рудных и магматических формаций с учетом
структурных, палеовулканических и геодинамических условий их фор-
мирования и анализа минералогических признаков месторождений.
Во многих классификациях все многообразие как коррелируемых,
так и независимых второстепенных признаков учитывается путем вы-
деления эталонных типов колчеданных месторождений. Таким обра-
зом, появились «географические» типы месторождений — кипрский,
куроко, уральский, баймакский, домбаровский и др.
Во многом удобные при сравнительном анализе простых по строе-
нию колчеданных месторождений формационно-географические клас-
сификации не учитывают полицикличного строения колчеданоносных
разрезов: на разных литолого-стратиграфических уровнях в пределах
единой структуры могут располагаться рудные залежи, которые суще-
ственно различаются по минеральному составу и геохимическим осо-
бенностям и могут быть в связи с этим отнесены к разным формаци-
онно-географическим типам. Влияние фактора цикличности может
быть снято, если классифицировать не месторождения, а палеогидро-
термальные поля, характеризующие каждый уровень рудоотложения в
отдельности.
Как было показано в предыдущих разделах, важным фактором
формирования палеогидротермальных полей, наряду с гидротермаль-
ными процессами, следует считать гальмиролиз сульфидных построек
и околорудных осадков. Как сульфидные постройки, так и околоруд-
ные осадки характеризуются своими особенностями гальмиролиза,
поэтому намечаются два подхода к типизации полей: либо по характе-
ру гальмиролиза сульфидных построек, либо по особенностям гальми-
ролитического минералообразования в осадках.
Наблюдаемая корреляция составов фаций подрудных метасомати-
тов, пригидротермального и повторного гипергенеза и седиментогене-
за позволяет в первом приближении проследить изменения характера и
масштабов гипергенных процессов на различных колчеданных место-
рождениях. В соответствии с этим выделено пять групп колчеданонос-
ных палеогидротермальных полей (табл. 6.3). Классификация основа-
на на данных по одноярусным полям. Исключение составляет первый
тип, характеризующий крайний случай. Возможно, на его специфику
оказала влияние гидротермальная деятельность верхнего яруса полей.
Первая группа отличается широким развитием метасоматитов,
показывающих ультракислотные свойства гидротерм. Характерные для
315


316


317


этого типа кавернозные серноколчеданные руды возникали при значи-
тельных изменениях «первичных» гидротермальных руд в условиях
кислотной стадии гипогенного и субмаринного кислотного выщелачи-
вания с полным выносом цветных металлов, многократным растрески-
ванием, разрушением и переотложением пирита.
Микрообломочный пиритовый материал переотлагался на выклин-
ках сульфидных холмов и смешивался с гиалокластогенным материа-
лом кислого состава. Повторный гальмиролиз пирит-гиалокластито-
вых смесей приводил к формированию кварцитов с послойной вкрап-
ленностью пирита (Куль-Юрт-Тау).
При образовании полей второй группы гидротермально-гипер-
генные преобразования сульфидных холмов не приводили к полному
кислотному выщелачиванию цветных металлов. Тем не менее, в кислот-
ную стадию пригидротермального гипергенеза происходило существен-
ное перераспределение сульфидов, включая пирит. Типично появление
безжелезистого (иногда медистого) сфалерита, самородного золота, зна-
чительного количества галенита и халькопирита, частично замещенного
борнитом, барита и кварца. Широко развиты продукты кислотной ста-
дии дезинтеграции колчеданных руд с преобладанием переотложенных
кластогенных фаций — сульфидных песчаников и ритмитов (Александ-
рийское месторождение [Тесалина и др., 1994]). Фации полного окисле-
ния сульфидов встречаются значительно реже, чем продукты придонно-
го кислотного выщелачивания и обычно представлены розовыми и кир-
пично-красными пирит-кремнистыми пелитолитами, содержащими не-
значительную примесь гематита (Бакр-Тау, Таш-Тау).
Третья группа полей характеризуется еще более умеренным ки-
слотным выщелачиванием сульфидных построек. Мономинеральные
агрегаты железистого сфалерита и халькопирита встречаются лишь в
виде разобщенных прожилков или вкрапленности в пиритовом агрега-
те. Обнаруживаются фации текстурно однородных гидротермальных
руд, практически не испытавших гипергенных изменений. Особенно
устойчивыми оказываются биоморфные руды, содержащие значитель-
ные количества органического вещества. Среди них особенно ярко
проявлены бактериальные обрастания (Сибайское, Яман-Касы, Талган-
ское), напоминающие колломорфные корки. Кластогенные фации суль-
фидов, барит и борнит встречаются в меньших количествах, и главным
образом на выклинках рудных тел.
За счет высокореактивной примеси органических веществ наблю-
дается хорошая сохранность сульфидных песчаников. Пиритовые ру-
докласты в основании циклитов обычно сохраняют сфалерит и неиз-
мененный пирит (Яман-Касы, Молодежное, Талганское). На выклини-
вании рудных залежей иногда встречаются борнит-халькопиритовые
318


руды и гематитовые госсаниты. Примесь известковистого материала
способствует образованию умбритов и марганцовистых госсанитов.
На полях четвертой группы гипогенное и гипергенное кислотное
выщелачивание руд проявилось очень слабо. В центре залежей преоб-
ладают массивные пирротиновые, пирротин-пиритовые и пиритовые
руды, содержащие вкрапленность халькопирита и железистого сфале-
рита. Супергенные продукты, например, кластогенные слоистые руды,
развиты на флангах колчеданных залежей очень ограниченно.
Индикаторными минералами субнейтральных и слабощелочных вос-
становительных условий формирования являются пирротин, иногда маг-
нетит и арсенопирит. Такие минералы, как барит, борнит, свободное золо-
то, развиты незначительно лишь на флангах колчеданных залежей. Пир-
ротин окислялся с образованием магнетит-сидерит-пиритовых агрегатов
(Нижнеузельгинское, нижние уровни Ново-Сибайской залежи). Иногда
наблюдаются признаки «прямого» замещения пирротина гематитом без
формирования зоны кислотного выщелачивания (Чебачье). Сопутст-
вующие гиалокластогенные осадки, так же как и руды, не испытали ин-
тенсивного кислотного выщелачивания. Отмечается лишь образование
железистых хлоритолитов — индикаторов слабокислых восстанови-
тельных условий. В связи с вялым проявлением процессов пригидро-
термального гальмиролиза и разрушения залежей, рудокластиты и гос-
саниты распространены незначительно. Исключение составляет север-
ная выклинка нижней Ново-Сибайской линзы, сложенная магнетитом.
Пятая группа полей характеризует преимущественно субщелоч-
ные условия субмаринного гипергенеза. В колчеданных рудах этих
месторождений, кроме пирита, иногда пирротина и небольших коли-
честв минералов цветных металлов, обязательным является присутст-
вие значительных количеств более позднего магнетита — минерала,
устойчивого к субщелочным условиям [Гаррелс, Крайст, 1968]. Вариа-
ции содержаний цветных металлов незначительны. Для этих месторо-
ждений характерно широкое развитие магнетитовых металлоносных
отложений, керитов, углеводородсодержащих тальколитов и желези-
стых хлоритолитов [Масленников, 1993].
Таким образом, выделенные поля образуют единый ряд по нарас-
танию основности процессов преобразования руд и снижения кислот-
ной стадии гальмиролиза.
МОДЕЛЬ ФОРМИРОВАНИЯ КОЛЧЕДАНОНОСНЫХ
ПАЛЕОГИДРОТЕРМАЛЬНЫХ ПОЛЕЙ
Выявленные признаки сходства древних сульфидных построек из
уральских колчеданных месторождений с ныне действующими чер-
319


ными курильщиками позволяют использовать для создания модели
рудной и околорудной седиментации на палеогидротермальных полях
результаты прямых наблюдений.
Не повторяя всех элементов общей модели колчеданообразования,
отметим, что основными геодинамическими обстановками формиро-
вания колчеданных месторождений являются зоны срединно-океани-
ческого, внутридугового и задугового спрединга. Колчеданные место-
рождения локализуются в локальных асимметричных и симметричных
рифтовых долинах и внутриосевых кальдерах стратовулканов. Главен-
ствующую роль в формировании рудоносных гидротерм играет рецик-
линг [Large, 1977]. Значительный объем высокотемпературных (более
270° С) флюидов образуется в результате проникновения морской воды
по многочисленным субпараллельным расколам вдоль зон спрединга
до малоглубинных магматических очагов.
Для более полного представления седиментационной модели фор-
мирования полей целесообразно реконструировать взаимодействие
эндогенных и экзогенных процессов в динамике геологического разви-
тия локальной рудно-магматичёской системы. Вещественным выраже-
нием последней может быть элементарный гидротермально-эруптив-
ный цикл или вулканоцикл. Формирование одного рудоносного цикла
можно подразделить на четыре основные стадии: 1) гидротермального
рудоотложения и эдафогенного разрушения; 2) полного окисления;
3) эруптивного разрушения; 4) захоронения (рис. 6.13).
На первом этапе происходили рост и разрушение сульфидных
труб. История роста труб крайне сложна и включает множество стадий
минерализации, нагревания, остывания, запечатывания и гальмироли-
за. Тем не менее, несомненное сходство зональности древних и совре-
менных сульфидных труб указывает на единство процессов минерало-
образования независимо от возраста черных курильщиков. Единая
концепция, касающаяся роста и гальмиролиза сульфидных труб, может
быть представлена следующим образом.
Разрастание первичной ангидритовой или опаловой скорлупы, ок-
ружающей гидротермальную струю, происходило в двух противопо-
ложных направлениях: канал трубы зарастал пирротином или халько-
Рис. 6.13. Стадии формирования придонной сульфидной постройки:
/ — гидротермальная, // — окисления, /// — разрушения, IV— захороне-
ния (сост. В. В. Масленников, В. В. Зайков).
7, 2 — продукты гидротермального рудоотложения: 1 — медно-цинковокол-
чеданные, 2 — железисто-кремнистые; 3-5 — продукты дезинтеграции: 3 — раздроб-
ленные руды в бортах разрывов, 4 — рудокласты (а) и кремнисто-гематитовые обломки
(б), 5 — то же, резургентные; 6-9 — оксидно-железистые продукты окисления: 6 —
сульфидных «дымов», 7 — колчеданных руд, автохтонные, 8 — то же, аллохтонные,
320


IV
9 — рудокластов эдафогенных (а) и резургентных (б)\ 10 — борнит-ковеллиновые про-
дукты окисления; 11-16 — лавы, осадки и взвеси: 11 — лавы и экструзии дорудные,
12 — то же, пострудные, 13 — гиалокластиты, лавокластиты и тефроиды, 14 — фли-
шоидные слоистые пачки с железисто-кремнистыми осадками, выпавшими из мутье-
вых облаков (пелитолиты и яшмы), 15 — сульфидные «дымы», 16 — мутьевые желези-
сто-кремнистые облака.
21 — Металлогения
321


пирротином, халькопиритом, марказитом, сфалеритом (вюртцитом) и
кварцем; экстерьер трубы обрастал детритовидным, ботриоидальным
и колломорфным мельниковит-пиритом при активном участии суль-
фидокисляющих и сульфатредуцирующих бактерий. Предполагается,
что трубчатые сульфидные черви активно участвуют в процессах бак-
териальной биоминерализации сульфидных труб [Juniper et al., 1992].
При смешении гидротермальных флюидов и морской воды внутри
пористых стенок труб происходило замещение мельниковит-пирита
субгедральным марказитом, марказита халькопиритом, халькопирита
борнитом и ковеллином, теллуридов сульфотеллуридами и самород-
ным теллуром, и в то же время пористые участки труб заполнялись
опалом и сфалеритом. По мере затухания гидротермальной деятельно-
сти колломорфные корки рассыпались или замещались лимонитом и
гематитом [Hekinian et al., 1980]. Под действием сейсмических толчков
трубы обрушались. Весь рудокластический материал скапливался в
виде холма.
При последующем диффузном просачивании гидротермальных
растворов происходила цементация обломков, залечивание и затягива-
ние каверн.
По наблюдениям А. П. Лисицына, часто сульфидный холм нара-
щивается по всей поверхности, буквально «дышит» и парит раствора-
ми, которые вырываются из боковых отверстий и маркируются скоп-
лениями пригидротермальных организмов [Гидротермальные..., 1993].
Вырывающиеся из труб суспензии сульфидных «дымов» лишь частич-
но оседали вокруг трубы, очевидно, во многом благодаря участию бак-
терий. Сульфидный плюм, состоящий главным образом из частиц пир-
ротина, в меньшей степени пирита и халькопирита, рассеивался и рас-
творялся в водной толще с образованием окисных железистых флок-
кул, которые очень медленно оседали [Лисицын и др., 1990; Гидротер-
мальные..., 1993]. Очевидно, часть выпавших в осадок сульфидных
частичек окислялась на дне бассейна с соответствующим замещением
известковистых осадков оксидно-железистым и марганцовистым ве-
ществом. Примером этого является Талганское поле.
Синхронно с ростом сульфидных холмов происходило их сейсмо-
гравитационное обрушение с образованием шлейфа рудных коллюви-
альных и турбидитовых отложений. «Чистые» от примесей рудокла-
стические отложения при повторном гальмиролизе подвергались ин-
тенсивному растворению в морской воде. В зависимости от состава
примесных осадков процессы растворения и минералообразования при
повторном гальмиролизе рудокластических отложений протекали по-
разному. В случае смешения сульфидов с углеродистыми осадками
происходило концентрирование сфалерита и галенита [Large, 1977].
322


Примесь гиалокластогенного материала катализировала процессы за-
мещения пирита и сфалерита халькопиритом. Увеличение рН в суль-
фидно-осадочных смесях объясняет обогащение сфалеритом, галени-
том или халькопиритом по сравнению с «чистыми» рудокластитами.
Примеси сульфидов и органических веществ создавали благоприятные
условия для придонного синтеза смектит-хлоритов. В том случае когда
примесные рудокласты имели пиритовый состав, гиалокластогенный
материал подвергался интенсивному окварцеванию. При избытке ор-
ганических веществ возникали фрамбоиды пирита, запечатлевшие ре-
зультаты жизнедеятельности сульфатредуцирующих бактерий
[Скрипченко, 1972].
Полное окисление пирита и других сульфидов с образованием ли-
монита и гидрогематита происходило на флангах колчеданоносных
полей в осадках, богатых органическими веществами. В присутствии
некоторого количества органических веществ, карбонатов и неустой-
чивых Ре2+-смектитов образовывался магнетит. В то же время окисля-
лись фрамбоиды пирита, что, по-видимому, свидетельствует о затуха-
нии бактериальной сульфатредуцирующей деятельности на флангах
гидротермальных полей и преобладании железобактерий (поле ТАГ в
Атлантике, Молодежное поле на Южном Урале [Зайков, 1996]).
На втором этапе развития полей образовывались автохтонные
«железные шляпы» — продукты окисления кровли рудных залежей
(Молодежное поле). Однако стадия полного окисления сульфидных
холмов, распространенная в современных океанах (например, на поле
ТАГ), на колчеданных месторождениях проявилась очень слабо (Чеба-
чье поле) или не проявилась совсем. Автохтонные госсаны — харак-
терный признак месторождений кипрского и оманского типов [Соп-
stantinou, Govet, 1972; Robertson, Hudson, 1973; Fleet, Robertson, 1980].
В настоящее время на удалении от современных сульфидных холмов
формируются железистые селадонит-нонтронитовые холмы, покрытые
оксидно-железисто-марганцевыми корками (зона Галапагосского риф-
та), реже на базальтовом основании встречаются кремнисто-железистые
постройки, образовавшиеся в связи с низкотемпературной гидротер-
мальной деятельностью. Если постройки первого типа на Урале еще не
встречены, то второй тип обычен как для рудоносных, так и для безруд-
ных толщ [Зайков и др. 1993; Теленков, Масленников, 1995].
На третьем этапе развития гидротермально-вулканогенного цикла
новые мощные тектонические процессы растяжения морского дна
приводили к образованию уступов и зияющих трещин-гьяров, запол-
нявшихся эдафогенным обломочным материалом. Синхронно с этим
силикатный расплав, поступавший из магматического очага по откры-
тым расколам, взаимодействовал с морской водой, дезинтегрировался
323


и перемещался к поверхности, захватывая обвалившиеся обломки ин-
трузивных, эффузивных, вулканогенно-осадочных пород и руд, в том
числе оксидно-железистых образований.
Текущая по поверхности морского дна лава, по-видимому, также
могла разрушать остатки рудных холмов и поглощать рудокласты и
оксидно-железистый материал нижней частью движущегося потока
[Масленников, Зайков, 1991]. Признаки происходивших в этот период
процессов можно найти на Ташкулинском, Западно-Озерном, Моло-
дежном и других месторождениях.
Интенсивные сейсмотектонические толчки, сопровождавшие из-
вержения, приводили к взмучиванию глинистых и оксидно-железис-
тых илов с образованием мутьевых облаков в районах вулканической
активизации. Облака этого типа выпадали в осадок при затухании вул-
канической деятельности (Октябрьское поле).
Четвертый этап соответствует захоронению колчеданных зале-
жей. Наиболее сложные процессы происходили в то время, когда руд-
ное тело прорывалось и перекрывалось лавой, поступающей из зон
раздвигав. Консолидация экструзивно-эффузивных тел сопровожда-
лась автометасоматическими преобразованиями, с которыми связаны
процессы выщелачивания и переотложения сульфидного вещества из
ксенорудокластов. Именно в этот период сформировались сульфидные,
кварц-гематитовые и нерудные оторочки вокруг ксенолитов пород и
руд, а также кварц-сульфидные сегрегации и псевдоморфозы этих ми-
нералов по нерудным включениям [Масленников, 1991].
В предложенной модели намечены лишь основные элементы взаи-
мосвязи вулканизма, седиментации и рудообразования. Показано, что,
применяя актуалистический и историко-генетический методы, можно
вплотную подойти к пониманию седиментологического контроля мед-
ноколчеданных руд и на этой основе — к разработке литологических
критериев прогнозной оценки колчеданных месторождений.
СЕДИМЕНТОЛОГИЧЕСКИЙ КОНТРОЛЬ
КОЛЧЕДАННОГО ОРУДЕНЕНИЯ
Считается, что литологический контроль оруденения — это обу-
словленность локализации руд какими-либо литологическими факто-
рами. К ним, в частности, относятся физические или физико-химичес-
кие свойства пород, благоприятные для оруденения. Такое определе-
ние рассчитано на установление прямых генетических связей между
составом осадочных пород и замещением их эпигенетическим оруде-
нением. Коллекторами сульфидной минерализации, например, явля-
лись джаспериты Талганского и других колчеданных месторождений.
324


Вместе с тем, литолого-петрофизическое определение литологиче-
ского контроля локализации эпигенетического оруденения неприме-
нимо по отношению к колчеданным месторождениям, которые явля-
ются гидротермально-осадочными. Полученные литологические дан-
ные и представленные генетические модели колчеданоносных полей
показывают, что литолого-стратиграфическая приуроченность боль-
шинства колчеданных залежей к горизонтам вулканогенно-осадочных
пород объяснятся синхронным накоплением осадков и руд в период
перерыва в вулканической деятельности, а не замещением сульфидами
благоприятных вулканогенно-осадочных горизонтов.
Рудоконтролирующие вулканогенно-осадочные горизонты не толь-
ко фиксируют перерывы в эффузивной деятельности, необходимые для
гидротермально-осадочного рудоотложения, но и концентрируют в
себе информацию об особенностях магматических, геотектонических,
палеогеографических и палеоэкологических условий образования кол-
чеданоносных комплексов. Они отражают специфические черты при-
донного гидротермально-гальмиролитического формирования метал-
лоносных отложений и развития флюидных экосистем.
В связи с этим «литологический контроль» в седиментационно-
генетическом аспекте и применительно к колчеданным месторождени-
ям может рассматриваться как «седиментологический контроль» лока-
лизации гидротермально-осадочных колчеданных руд. В отличие от
литолого-петрофизического контроля седиментологический контроль
локализации колчеданных месторождений отражает сопряженность
рудообразования с процессами седиментогенеза, а также раскрывает
основные различия в условиях формирования колчеданоносных палео-
гидротермальных полей и безрудных областей осадконакопления. В
этом сущность нового содержания, внесенного в понятие «литологи-
ческий контроль» колчеданных руд. Среди седиментологических кри-
териев прогнозирования наиболее важными являются литолого-стра-
тиграфические, литолого-фациальные и литолого-геохимические.
Литолого-стратиграфические критерии. Составление стратигра-
фических схем расчленения колчеданоносных толщ сохраняет свое
значение только для небольших участков, сопоставимых по размерам с
отдельной вулканической постройкой. К этим участкам относятся ру-
доконтролирующие вулкано-тектонические депрессии, заполненные
вулканогенно-осадочными отложениями.
В пределах полициклических колчеданоносных вулкано-тектони-
ческих депрессий рудные тела приурочены к определенным горизон-
там вулканогенно-осадочных пород. Каждый рудоконтролирующий
вулканогенно-осадочный горизонт имеет свои литологические особен-
ности, позволяющие определять его место в стратиграфическом разре-
325


зе рудоконтролирующих депрессий. В этом сущность локального ли-
толого-стратиграфического контроля локализации колчеданных руд.
Анализ сводных литостратиграфических шкал полициклических
колчеданоносных разрезов (Маканское, Сибайское, Узельгинское поля)
показывает, что к стратифицирующим признакам относятся главным
образом состав, форма, структура базиса и характер изменений облом-
ков пород, а также особенности строения и последовательность фор-
мирования циклитов. В отличие от вулкано-терригенных и терриген-
ных безрудных разрезов, отражающих направленность эрозии от мо-
лодых комплексов к древним, в колчеданоносных ксенолавокластоген-
ных толщах, напротив, наблюдается циклическое наращивание разно-
образия древних ксеногенных обломков новообразованными лавокла-
стами по специфической схеме: нижний горизонт — а; средний гори-
зонт — (а) + Ь; верхний горизонт — (а) + (b) + [(a)] + с; где a, b и с —
новообразованные лавокласты, () — ксенокласты этих лавокластов,
[] — ксенокласты, образовавшиеся за счет лавокластов из предыдуще-
го горизонта и содержащие ксенолиты пород из еще более древних
горизонтов.
Для решения целей литостратиграфии, кроме выявления ксенолит-
содержащих лавокластов (гиалокластов), особенно важно обнаруже-
ние двойного или даже тройного сочетания обломков типа ксенокласт
с ксенолитом, а также ксенокластов обломочных пород предыдущего
горизонта. Литолого-стратиграфические схемы усложняются участием
ксенолитов более глубинных интрузивных, эффузивных, гидротер-
мальных и осадочных пород, а также поступлением новых порций
эдафогенного материала. Разнообразие состава обломочного материала
способствует успешному проведению детальных литолого-стратигра-
фических работ: обычно в каждом ксенолавокластогенном горизонте
обнаруживается несколько десятков разновидностей обломков эффу-
зивных, интрузивных и вулканогенно-осадочных пород. Важным ли-
тостратиграфическим критерием при этом могут служить морфологи-
ческие особенности обломков. Автором было показано, что по мере
перехода к более молодым ксеногиалокластогенным горизонтам ок-
руглость и изометричность ксенокластов увеличиваются, а изрезан-
ность уменьшается в 2-3 раза соответственно.
По простиранию рифтов рудоконтролирующие слоистые пачки
прослеживаются на сотни, реже первые тысячи метров, в поперечном
направлении — на десятки и сотни метров в зависимости от ширины
рифтового трога. Увеличить расстояние между синхронизуемыми ко-
лонками можно, изучая цикличность вулканизма и осадконакопления в
целом, прослеживая единые латеральные ряды фаций на основании
принципа взаимозаменяемости маркирующих признаков. Наличие
326


признаков локальных раздвигав на колчеданных месторождениях Юж-
ного Урала определяет необходимость использования «горизонтальной
литостратиграфии» при локальном прогнозировании фрагментов кол-
чеданных залежей [Масленников, 1991].
Литолого-фациальные критерии. Рудоконтролирующие вулкано-
генно-осадочные горизонты характеризуются определенным набором
околорудных фаций, отражающих специфические условия гидротер-
мально-осадочного колчеданообразования.
Важным поисковым критерием могут являться «пестрые» ксенола-
вокластические отложения, проявление глубоких раздвигов, необходи-
мых для развития гидротермальной системы. За пределами месторож-
дений эти породы встречаются крайне редко. Удаленные от колчедан-
ных месторождений ксенолавокластиты содержат, как правило, не бо-
лее одной-двух разновидностей ксеногенных обломков, которые
обычно представлены неизмененными эффузивами, силицитами или
яшмами. Поисковое значение могут иметь обломки плагиогранитов,
околорудных метасоматитов, госсанитов и колчеданных руд.
Ксеногенные обломки плагиогранитов встречаются в составе рудо-
контролирующих вулканогенно-осадочных горизонтов на многих мед-
ноколчеданных месторождениях Южного Урала: Узельгинском, Запад-
но-Озерном, Озерном, Маканском (Октябрьском), Сибайском, Гайском,
Александрийском и др. За пределами месторождений находки облом-
ков плагиогранитов встречаются редко. Присутствие резургентных
обломков плагиогранитов свидетельствует о наличии на небольшой
глубине синрудного магматического очага, определяющего развитие
колчеданоносной гидротермальной системы.
Ксенорудокласты, в отличие от эдафогенных рудокластов, свиде-
тельствуют о перспективности глубокозалегающих горизонтов. При-
сутствие ксенолитов руды и околоорудных метасоматитов рассматри-
вается как предпосылка к обнаружению сульфидной минерализации
под гидротермальными полями в современных задуговых бассейнах.
Прямым поисковым признаком также служат ксеногенные обломки
госсанитов (Молодежное месторождение), тогда как ксенокласты
джасперитов свидетельствуют лишь о проявлении низкотемпературной
гидротермальной деятельности.
Другой аспект прогнозирования — это учет закономерностей ли-
толого-фациальной зональности колчеданоносных палеогидротер-
мальных полей, которая определяется пространственными и времен-
ными изменениями физико-химических условий рудной и околорудной
седиментации и гальмиролиза осадков. В общем случае литолого-
фациальная зональность заключается в последовательной смене гид-
ротермальных, рудокластических, окисных и других околорудных фа-
327


ций с удалением от гидротермального центра. Прямыми поисковыми
признаками на колчеданоносные поля основного и субнейтрального
профилей являются рудокластические и гальмиролитические фации.
На полях кислотного профиля диагностика рудокластического и галь-
миролитического материала сложнее, так как в процессе «кислотного»
гальмиролиза в околорудных отложениях сохраняется лишь послойная
вкрапленность пирита и апоосадочные микрокварциты.
Диагностика околорудных фаций, образующих ореолы колчедано-
носных полей, может способствовать обнаружению колчеданных ме-
сторождений. Например, ареалы госсанитов по площади в 2-3 раза
превышают область распространения сульфидных построек, иногда
занимая площадь более 4-5 км .
Литолого-геохимические критерии. Рудоконтролирующие вул-
каногенно-осадочные горизонты в целом характеризуются повышен-
ными содержаниями и устойчивой ассоциацией в них рудных элемен-
тов, а также определенным набором геохимических типов циклитов.
Основное количество Си, Zn, Pb в околорудных фациях связано с кон-
седиментационными ареалами рудокластического материала. В про-
слоях, не содержащих сульфидной или окисной апосульфидной при-
меси, состав отложений соответствует фоновым.
Значительные вариации содержаний рудных компонентов усили-
ваются процессами кислотного выщелачивания при гальмиролизе пи-
рит-гиалокластитовых и пирит-пелитовых смесей. Поэтому крайне
низкие содержания Си, Zn, Pb, Na, Mg, Mn также могут служить до-
полнительным признаком при поисках колчеданоносных палеогидро-
термальных полей. За счет придонного разложения альбита выщело-
ченные околорудные песчаники характеризуются низкими содержа-
ниями Na20 (0.1-0.5 мае. %), отношение Na20/K20 всегда меньше
единицы. На удалении от рудных тел это отношение меняется на об-
ратное.
Анализ структуры матриц коэффициентов корреляции по методу
«максимального корреляционного пути» показал, что в рудоносных
горизонтах медь, цинк и свинец образуют устойчивые связи и обособ-
ляются в единую ассоциацию в начале корреляционного пути. Для
безрудных слоистых пачек, а также для горизонтов, содержащих не-
промышленную сульфидную минерализацию или вкрапленный барит,
эти элементы имеют слабые неустойчивые связи (при изменении
уровня значимости) или эти связи распадаются, и медь находится в
конце корреляционного пути.
В целом наблюдается закономерное изменение содержаний и ва-
риаций содержаний элементов в околорудном ареале с удалением от
сульфидных построек с соответствующим расположением максимумов
328


концентраций в ряду, выстроенном по мере убывания основного гид-
ротермального элемента S и нарастанию осадочного Si02: рудокласти-
ты (проксимальные и дистальные) - госсаниты (автохтонные, аллох-
тонные) - пелитолиты (красные, серо-зеленые с флангов колчедано-
носных полей, надрудных толщ и межвулканических депрессий) - фо-
новые силициты мукасовского и других фоновых кремнистых гори-
зонтов: S, Zn, Си, Pb, Ва, Fe"1, Fe", Р, Са1, V, Mn, Ti, Al, К, Na, Са", Si.
Две аномалии Са обусловлены концентрациями этого элемента в
различных минералах: в околорудных условиях основным концентра-
тором кальция является апатит, за пределами колчеданоносных полей
значительная часть кальция связана с кальцитом. Околорудные анома-
лии фосфора в комплексе с другими признаками могут иметь важное
поисковое значение [Масленников, 1991]. Предполагается, что повы-
шенные содержания фосфора в околорудных металлоносных осадках
связаны не только с сорбцией фосфора гидрооксидами железа, но и с
участием бактерий в процессах гальмиролиза сульфидного и гиало-
кластогенного материала.
Кроме госсанитов, ассоциирующих с колчеданными месторожде-
ниями, в колчеданоносных районах Урала распространены и другие
красноцветные отложения, среди которых выделяются джаспериты и
яшмы. Формирование последних связано с низкотемпературными гид-
ротермальными полями.
Разработана вероятностная система диагностики госсанитов и
джасперитов по минералогическим, микроструктурным и петрогеохи-
мическим данным. В отличие от джасперитов и яшм, госсаниты, так
же как и их современные аналоги, во многом наследуют особенности
состава колчеданных руд, в том числе и повышенные содержания бла-
городных металлов. Содержание Au в госсанитах (0.1-10 г/т) в боль-
шинстве случаев на один-два порядка выше, чем в джасперитах.
Для госсанитов характерно разделение ассоциаций элементов: ще-
лочно-кремниевой (Na, К, Si) и фемически-гидролизатной (Mg, Fe2+,
Al, Ti, РЗЭ). Это связано с выносом элементов первой ассоциации на
начальных стадиях гальмиролиза примесного гиалокластогенного ма-
териала и фиксацией в породе элементов второй ассоциации. Такое
разделение для джасперитов нетипично — при гальмиролизе гиалок-
ластики происходил вынос не только калия, но и всех перечисленных
элементов, характеризующих примесь неразложенного гиалокласто-
генного материала в целом (Al, Na, Mg, К, Ti, РЗЭ). В связи с этим гос-
саниты по сравнению с джасперитами характеризуются более высоки-
ми содержаниями элементов-гидролизатов. Фосфор концентрировался
в госсанитах также более интенсивно (Р2О5 0.06-2.5 мае. %), чем в
джасперитах (Р2О5 < 0.05, реже до 0.5 мае. %), поэтому в качестве до-
329


полнительного признака при диагностике джасперитов и госсанитов
рекомендуется использовать следующие неравенства: Р2О5<0.05Д;
0.05 < Р205 < 0.5 Г, Д; Р205 > 0.5 Г.
Важным элементом прогнозирования скрытых залежей являются
признаки влияния остаточных гидротерм на надрудные осадки. Обыч-
но надрудные геохимические ореолы рассматривались как аргумент в
пользу эпигенетического происхождения колчеданных руд. Однако
изучение цикличности надрудных пачек иногда указывает на страти-
фицированность геохимических ореолов. Совмещение остаточных
гидротермально-гипергенных и фоновых обстановок осадконакопле-
ния может приводить к появлению своеобразных геохимических типов
циклитов. Выделены два геохимических типа песчано-кремнистых
циклитов. В циклитах первого типа кремнистые пелитолиты содержат
на порядок больше меди, цинка и свинца, чем песчаники, во втором —
геохимические различия соседних слоев несущественны. Циклиты
первого типа встречаются только в надрудных слоистых пачках колче-
данных месторождений. Второй тип широко распространен за преде-
лами колчеданных месторождений в межвулканических депрессиях,
заполненных однообразными тефротурбидитами.
Гидротермокарстовые воронки, заполненные карбонатными брек-
чиями, нередко наследуют положение рудоподводящих разломов и за-
легающих глубже рудных тел (месторождения Талганское, Узельгин-
ское, им. XIX Партсъезда). Известняки, перекрывающие колчеданные
месторождения (Верхнеуральский район), характеризуются повышен-
ными содержаниями бария и марганца. Микроскопические жилки ба-
рита и марганцевых карбонатов с удалением от месторождений исче-
зают, заменяясь кварцевыми прожилками. На основе изучения дефект-
ности карбонатов, обусловленной вхождением в структуру Мп2+, раз-
работаны спектроскопические критерии локального прогнозирования
и оконтуривания колчеданных месторождений.
Таким образом, седиментологический контроль локализации кол-
чеданных месторождений открывает перспективы для обнаружения и
использования новых литологических критериев прогнозирования.


Глава 7
МЕТАЛЛОГЕНИЯ РАЗВИТЫХ ОСТРОВНЫХ ДУГ
В современных развитых островных дугах обрамления Тихого оке-
ана известны месторождения медно-порфировой, колчеданно-полиме-
таллической, золото-серебряной и ртутно-сурьмяной формаций. Пре-
имущественное развитие имеют месторождения медно-порфировой и
золото-серебряных формаций.
Месторождения медно-порфировой формации образуют протяжен-
ные металлогенические пояса в пределах Фиджийской, Соломоновых
островов, Ново-Британской и Восточно-Филиппинской островных дуг.
Кроме того, медно-порфировые объекты известны в Алеутской дуге.
Большинство из них локализовано в вулканических дугах, но иногда
это офиолитовые комплексы или флишево-олистостромовые толщи ак-
креционных призм. Вмещают оруденение порфировые интрузии пре-
имущественно натриевых известково-щелочных диоритов и кварцевых
диоритов. Медно-порфировые месторождения развитых островных
дуг отличаются низкими содержаниями молибдена и довольно высо-
кими концентрациями серебра и золота. Однако ряд медно-порфи-
ровых объектов отклоняется от этого профиля. Так, на месторождении
Сипалри на Филиппинах много молибдена и мало золота.
Одно из типичных медно-порфировых месторождений развитых
островных дуг месторождение Пангуна располагается на о. Бугенвиль
дуги Соломоновых островов. Его образование связано с плиоценовой
гранодиорит-порфировой интрузией, прорывающей андезиты олиго-
цен-раннемиоценового возраста. Рудное тело размером 1 600 х 1 ООО м
облекает массив гранодиорит-порфиров. Около 40 % рудного тела со-
средоточено в самой интрузии, в ее приконтактовой зоне, а также в
гидротермальных и эруптивных брекчиях. Остальная часть месторож-
дения располагается во вмещающих интрузию андезитах. Руды про-
жил ково-вкрапленные. Общее содержание сульфидов 1-4%, главный
минерал халькопирит. Первичные руды содержат золото, в среднем
0.56 г/т. Промышленное медное оруденение приурочено к зоне биоти-
331


товых метасоматитов, окруженных пропилитовым ореолом шириной
600-1 ООО м [Кривцов и др., 1986].
Золото-серебряные месторождения современных развитых остров-
ных дуг (Фиджийской, Соломоновых островов, Филиппинской и др.),
представлены в основном малосеребряным золото-теллуровым типом
с низким отношением серебра к золоту (менее 10).
В одном из типичных золотоносных районов Вити-Леву (Фиджий-
ская островная дуга) крупный золотоносный узел Тавуа включает зо-
лото-серебряные месторождения рудного поля Ватуколула, располо-
женного в кальдере плиоцен-четвертичной вулканоструктуры. Поздние
дифференциаты базальтового очага этой вулканоструктуры представ-
лены андезитами и трахиандезитами, обогащенными летучими компо-
нентами, золотом и теллуром. Рудные тела заключены в кварц-
адуляровых и кварц-карбонатно-адуляровых жилах, пологих залежах и
штокверках. Руды состоят из теллуридов золота, высокопробного са-
мородного золота и самородного теллура. Они содержат пирит, арсе-
нопирит, а также сульфиды меди, свинца и других цветных металлов.
Кроме золото-серебряных месторождений в этом районе известны зо-
лотосодержащие медно-порфировые, золото-кварцевые и золото-суль-
фидно-кварцевые коренные месторождения и россыпи [Щепотьев и
др., 1989].
РУДНЫЕ ФОРМАЦИИ КУРИЛЬСКОЙ ОСТРОВНОЙ ДУГИ
В пределах Курильской островной дуги крупных промышленных
месторождений не установлено. Имеются в основном рудопроявления
и мелкие месторождения свинцово-медно-цинковоколчеданной и золо-
то-серебряной формаций. В пределах этой дуги известны и более мел-
кие по масштабам вулканогенно-осадочные рудопроявления самород-
ной серы, ртути и мышьяка; порфировые и жильные рудопроявления
молибдена, олова, свинца и цинка. Но этим металлогенические осо-
бенности Курильской дуги не исчерпываются. На о. Итуруп в совре-
менную эпоху на западном склоне вулкана Баранского формируются
гидротермальные колчеданные руды [Основы..., 1995], а в высокотем-
пературных породах фумарол кратера вулкана Кудрявый определены
высокие концентрации (г/т) редких и цветных металлов: Re — 0.9-44,
Bi — 30-350, Ge — 9-130, Cd — 10-450, In — 30-200, W — 10-250,
Mo 100-450, Tl — 2-50, Ag — 2^4, As — 200-1 700. Эти данные по-
зволяют предполагать существование в недрах вулкана на температур-
ных барьерах 300-400° С зоны рудной минерализации молибдена,
вольфрама и других цветных металлов. Гидротермальный процесс мо-
жет привести к формированию в теле вулкана колчеданной, свинцово-
332


цинковой и золото-серебряной минерализации, которая, как показано
ниже, известна на островах Кунашир и Парамушир. Ресурсы рения в
парогазовых выбросах достигают 1.6 т/год и их вполне достаточно для
промышленной добычи. Помимо рения, из них возможно извлечение
Bi, In, Ge, Ag, Au, Se. Продукты парогазовых магматических флюидов
вулкана Кудрявый представляют собой новый тип редкометалльного
минерального сырья [Шадерман, Кременецкий, 1996].
Рудопроявления свинцово-медно-цинковоколчеданной формации
Курильской развитой островной дуги связаны с вулканитами миоцено-
вой базальт-андезит-дацит-риолитовой формации и комагматичными
им интрузивами габбро-диорит-плагиогранитного состава. Наиболее
крупные Валентиновское и Водопадненское рудопроявления этой фор-
мации находятся на о. Кунашир, где тяготеют к его западному побере-
жью, т. е. к тыловой зоне вулканической дуги (рис. 7.1).
Валентиновское рудопроявление представлено гнездово-вкраплен-
ными и массивными сульфидными рудами, находящимися главным
образом в риолитах. Рассеянная минерализация наблюдается также в
цементе туфобрекчий и по слоистости туфов. Мощность субсогласных
рудных тел достигает 2 м при протяженности до 100 м. Состав руд
варьирует от пирит-халькопиритовых до халькопирит-сфалеритовых и
галенит-сфалеритовых. Из нерудных отмечаются гидрослюды, кварц,
барит. Основных минеральных ассоциаций две. Вероятно, более ран-
няя кварц-сфалерит-халькопирит-пиритовая и более поздняя кварц-
халькопирит-галенит-сфалеритовая. На рудопроявлений Водопадном
вторая ассоциация — кварц-галенит-сфалеритовая. На Валентинском
рудопроявлений зафиксирована и третья — барит-пирит-галенитовая
ассоциация. Пирит первой ассоциации в примесях содержит Си, Pb,
Zn, Ag, Со. Содержание серебра варьирует от 30 до 200 г/т. Сфалерит
во всех ассоциациях характеризуется относительно низкой железисто-
стью, что вообще характерно для вулканогенных месторождений. В
сульфидах Валентиновского рудопроявления значение o34S варьирует
от -12.7 до +2.0 96о, а для Водопадного пределы колебаний составляют
всего 2-2.5 %о. Изотопный состав кислорода в кварце рудопроявлений
изменяется от +2.8 до +13.9 %о [Добровольская и др., 1996].
Рудопроявления золото-серебряной формации Курильской вулка-
нической дуги ассоциируют с плиоценовой андезит-дацит-риолитовой
ассоциацией и комагматичными ей интрузиями габбро-диорит-гра-
нодиоритового состава. Наиболее изучены рудопроявления Аметисто-
вое и Островное на о. Кунашир (рис. 7.1) и Рифовое на о. Парамушир
(рис. 7.2).
Аметистовое рудопроявление локализуется на юго-восточном скло-
не вулканогенного поднятия, сопряженного с вулкано-тектонической
333


Рис. 7.1. Схематическая геологическая карта о. Кунашир (по [Добро-
вольская и др., 1996]).
1-3 — четвертичные отложения: 1 — современные невулканогенные, 2 — переот-
ложенные пемзовые, 3 — вулканогенные; 4 — позднеплиоценовые андезито-базальты и
их туфы; 5 — позднемиоцен-среднеплиоценовые липариты, их туфы, игнимбриты, ан-
дезиты; б — миоценовые (?) осадочные морские отложения; 7 — гранитоиды; 8 — раз-
ломы; 9 — действующие вулканы; 10 — проявления сульфидной минерализации: 1 —
Прибрежное, 2 — Валентиновское, 3 — Прасоловское, 4 — Водопадное, 5 — Шпиль,
б — Докучаевское, 7 — Аметистовое, 8 — Островное.
депрессией, которая выполнена толщей андезитовых агломератов с
прослоями пемзовых туффитов. В ядре депрессии обнажаются экстру-
зивные тела андезитов и дацитов, частично преобразованные во вто-
334


о.Парамушир
Рифовое]
Zn,Pb
Au,Ag
PbfZn
X
Cu.Pb ^
Zn ^
Zn.Pb О
0 10 20 30 км
I I
Рис. 7.2. Схематическая геологическая карта о. Парамушир (по [Доб-
ровольская и др., 1996]).
Усл. обозначения см. на рис. 7.5.
ричные кварциты. В них и на контактах с туфами и игнимбритами об-
наружены минерализованные зоны дробления с золото-сульфидно-
кварцевыми жилами и цементом брекчий, содержащих переменное ко-
личество карбоната, адуляра, барита. От склонов вулканогенного под-
нятия в направлении депрессии наблюдается уменьшение роли медно-
свинцово-цинковой и увеличение золото-серебряной минерализации.
Островное рудопроявление располагается в депрессии, выполнен-
ной туффитами, туфами, лавами андезитов и базальтов. Осадочно-вул-
335


каногенная толща прорвана субвулканическими телами базальтов, ан-
дезитов, реже андезито-дацитов, дацитов, риодацитов. Золото-серебря-
ные адуляр-кварцевые жилы залегают в кислых вулканитах, а минера-
лизованные зоны — в субвулканических андезитах и вторичных квар-
цитах. Руды представлены пирит-кварцевыми метасоматитами с пере-
менным количеством золота, серебросодержащей блеклой руды и кас-
ситерита, а также золотоносными алунит-гетит-кварцевыми прожил-
ками во вторичных кварцитах.
Рифовое рудопроявление приурочено к экструзивным телам анде-
зитов и дацитов, расположенным среди плиоценовых туфогенных
алевролитов, песчаников, конгломератов и кислых туфов. Экструзивы
и вмещающие толщи перекрыты покровами плиоценовых андезитов.
Вблизи экструзива андезитов в окварцованных и аргиллитизирован-
ных породах зафиксирована сульфидная минерализация в виде зерен и
прожилков пирита, марказита, галенита, сфалерита. В самих андезитах
обнаружены также халцедон-кварцевые прожилки с пиритом, халько-
пиритом, сфалеритом, иногда гематитом. Во вмещающих туфогравели-
тах находится залежь барита с вкрапленностью тех же сульфидов. В
экструзиве адуляризированных дацитов и окружающих их туфоконг-
ломератобрекчий развиты прожилки кварца с небольшим количеством
зерен пирита, халькопирита, сфалерита, галенита, блеклой руды и са-
мородного золота.
В целом в золото-серебряных рудопроявлениях Курильской дуги
развиты следующие минеральные ассоциации: халькопирит-блекло-
рудная, халькозин-борнитовая, золото-гессит-петцит-кварцевая, золо-
то-клаустолит-голдфилдитовая, золото-алунит-кварцевая, золото-ба-
рит-гетит-кварцевая и кварц-кальцит-барит-адуляр-энаргит-борнито-
вая с теллуридами золота и самородными золотом и серебром [Добро-
вольская и др., 1996]. При этом отдельные золото-серебросодержащие
минеральные ассоциации встречаются и на полиметаллически-колче-
данных рудопроявлениях, накладываясь на более ранние колчедано-
носные ассоциации подобно золото-порфировой минерализации, ино-
гда развивающейся в медно-цинковоколчеданных рудах островных дуг
Южного Урала [Филатов, Ширай, 1988].
В вулканической дуге Большой Курильской гряды золото-сере-
бряные рудопроявления в отличие от полиметаллически-колчеданных
располагаются в основном во фронтальной зоне, обращенной к Тихо-
му океану. В золото-серебряных рудах повышенное содержание сереб-
ра обнаружено не только в блеклой руде смешанного состава, но и в
борните и ковеллине. Изотопия серы в сульфидах обоих типов (o34S от
-12.7 до + 9.9 %о) и кислорода (о О от + 2.8 до + 13.9 %о) указывает на
участие в рудно-магматических системах разных по природе минера-
336


лообразующих флюидов, в том числе и морской воды [Добровольская
и др., 1996].
Если свинцово-медно-цинковоколчеданные проявления Куриль-
ской вулканической дуги рядом исследователей вполне обоснованно
сопоставлены с типом куроко, то золото-серебряные могут быть, оче-
видно, отнесены к золото-серебро-порфировому формационному типу.
КОЛЧЕДАННЫЕ МЕСТОРОЖДЕНИЯ МЕЗОЗОЙСКОЙ
СОМХЕТО-КАРАБАХСКОЙ ОСТРОВНОЙ ДУГИ
Позднемезозойские свинцово-медно-цинковоколчеданные место-
рождения Малого Кавказа, относящиеся к малокавказскому типу, ло-
кализованы в Сомхето-Карабахской островной дуге, расположенной в
основном на неоднородном протерозойско-палеозойском цоколе За-
кавказского микроконтинента (рис. 7.3). Становление дуги происходи-
ло в интервале от юры до позднего мела. Вулканическую дугу условно
можно подразделить на две подзоны: 1) основную, собственно юрскую
и 2) меловую, достраивающую ее северо-западный и юго-восточный
фланги. Островодужные вулкано-плутонические ассоциации включают
базальт-андезит-дацит-риолитовую, андезито-базальт-андезитовую и
габбро-диорит-плагиогранитные формации. Рудоносной является бай-
осская базальт-андезит-дацит-риолитовая формация. Ее нижняя часть
представлена мощной (до 1 500 м) толщей лав, лавобрекчий и туфов
андезито-базальтового, андезитового, реже базальтового состава, со-
держащих горизонты слоистых вулканогенно-осадочных пород. Верх-
няя часть разреза образована толщей лав, лавобрекчий, игнимбритов,
агглютинатов, шлаков и туфов риолитового, риолит-дацитового и реже
дацитового состава с участием туфопесчаников, кремнистых туффитов
и туфоалевролитов. Мощность кремнекислой толщи, большинством
исследователей относимой к верхнему байосу и в ряде районов выде-
ляемой в качестве рудоносной свиты, варьирует от 100-200 м в запад-
ной части дуги (Армения) до 700-800 м в восточном сегменте (Азер-
байджан). Толща отличается сложными соотношениями фациальных
разновидностей пород, широким развитием лавовых куполов, некков,
эруптивных тел. Вулканические постройки иногда обрамлены вулка-
номиктовыми отложениями смешанного состава. Становление вулка-
нических построек сопровождалось формированием многочисленных
субвулканических тел [Сопко и др., 1971; Курбанов и др., 1978; Твал-
чрелидзе, 1979].
Для полиметаллически-колчеданных месторождений Сомхето-Ка-
рабахской дуги характерен галенит-халькопирит-сфалерит-пиритовый,
реже халькопирит-сфалерит-пиритовый составы руд. Отношения
22 — Металлогения 337


Рис. 7.3. Схема размещения стратиформных месторождений цветных
металлов Кавказа (по Г. А. Твалчрелидзе и В. И. Буадзе).
У — выход на поверхность кристаллического фундамента Центрального Кавказа;
2 — Закавказский срединный массив; 3 — зоны поднятий срединных массивов (7 —
Окрибская, 2 — Дзирульская, 3 — Мисхано-Зангезурская); 4-6 — рудоносные зоны:
4 — Передового хребта Северного Кавказа, 5 — Приводораздельная Большого Кавказа,
6 — Сомхето-Карабахская Малого Кавказа (а — подзоны погружения, б — подзоны
поднятия); 7-10 — прочие зоны: 7 — Гагринско-Джавская, 8 — Аджаро-Триалетская,
9 — Севано-Акеринская, 10 — миогеосинклинали: Рача-Сванетская (4), Приараксин-
ская (5); 11-13 — стратиформные месторождения: 11 — медно-цинковоколчеданные,
12— медно-свинцово-цинковоколчеданные и медно-пирротиновые, 13 — свинцово-
медно-цинковоколчеданные.
Pb: Zn: Си 1:5:5. Из элементов-примесей обычны золото, серебро,
селен, теллур. Сплошные руды слагают преимущественно пластооб-
разные залежи, а прожилково-вкрапленные развиваются со стороны
лежачего бока сплошных в виде жилообразных и штокверковых зале-
жей в метасоматитах кварц-хлорит-серицитовой формации. Запасы
суммы металлов в промышленных объектах обычно невелики и редко
превышают 500 тыс. т [Филатов, Ширай, 1988].
Наиболее крупный в Сомхето-Карабахской дуге Алавердский руд-
ный район локализуется на западном склоне одноименного поднятия
вблизи сочленения его с Лалварским прогибом. Размещение рудных
полей Алавердского, Шамлугского и Ахтальского определяется так на-
зываемой Алавердской антиклиналью. В ее ядре диаметром 5-6 км
338


выступают пологозалегающие нижнебайосские эффузивы и вулканок-
ласты среднего и основного состава. Мощность эффузивов, по данным
П. Ф. Сопко, превышает 1 ООО м. Перекрывающие и фациально свя-
занные с ними вулканокластиты имеют мощность до 600 м. В ради-
альном направлении они постепенно выклиниваются. Таким образом,
вулканиты слагают усеченный конус, что свидетельствует об их накоп-
лении в связи с деятельностью крупного вулкана центрального типа.
Неинверсионное происхождение Алавердской брахиантиклинали, яв-
ляющейся по сути огромным стратовулканом, доказывается также тем,
что от нее зависит распределение мощностей перекрывающих вулка-
ногенных и терригенно-осадочных отложений бата-келловея и окс-
форда-киммериджа. На склоне андезитоидного стратовулкана разви-
ваются существенно риолитоидные вулканические постройки, фикси-
рующиеся верхнебайосскими пирокластами трубок взрыва, либо ла-
вами жерловин, к которым приурочены рудные поля. Древний вулка-
нический рельеф андезитового основания кремнекислых построек
влиял на морфологию их отдельных элементов и соответственно на
локализацию полиметаллически-колчеданных месторождений и от-
дельных рудных тел.
Кремнекислая постройка Алавердского рудного поля располагает-
ся на западном склоне стратовулкана. Согласные пласто- и линзооб-
разные залежи богатых руд преимущественно медно-цинковоколчедан
юв
PT^i ШШ2 ЕЭз
Ц735 Ше ВЭ7 08 Нэ
Рис. 7.4. Геологический разрез Алавердского рудного поля (по
П. Ф. Сопко).
У — миндалекаменные андезитовые порфириты и их туфы бата, 2 — туфы и туф-
фиты бата, 3 — андезитовые порфириты, их туфы, вулканические брекчии и агломера-
ты бата, 4 — полимиктовые и туфогенные песчаники верхнего байоса-бата, 5 — риоли-
товые, риолит-дацитовые порфиры и их туфы верхнего байоса, 6 — слоистые туфы,
туфогенные и известковистые песчаники верхнего байоса, 7 — базальтовые порфириты
и их туфы байоса, 8 — рудные тела, 9 — разрывы.
339


ного состава и вмещающие вулканиты здесь закономерно падают в за-
падном направлении параллельно склону андезитового подножия. При
этом выполаживание рудовмещающих пород сопровождается соответ-
ствующим выполаживанием рудных тел (рис. 7.4).
Рудные жилы и штокверки, залегающие ниже стратиформных за-
лежей в виде подводящих каналов, выполняют синвулканические раз-
рывы. Близкую позицию занимают Шамлугское и Ахтальское рудные
поля, находящиеся соответственно на северном и северо-восточном
склонах байосского стратовулкана. В этих же румбах падают кремне-
кислые вулканиты и колчеданные залежи (рис. 7.5). Руды также обра-
зованы минералами трех ассоциаций, последовательно сменяющих
друг друга от лежачего к висячему боку пластообразных тел: серно-
колчеданной, медно-цинковоколчеданной, барит-полиметаллической
[Сопко, 1971].
НИИ Шз ЁЕИ ГУП5
Рис. 7.5. Геологический разрез Шамлугского месторождения (по
Г. А. Твалчрелидзе).
/ — базальтовые порфириты и туфы байоса, 2 — андезито-дациты и риолиты верх-
него байоса, 3 — субвулканические дациты и риолиты, 4 — песчаники байоса-бата,
5 — рудные тела.
Месторождения Сомхето-Карабахской дуги многими исследовате-
лями вполне обоснованно рассматриваются как типичные вулканоген-
ные образования колчеданного семейства, сочетающие в себе продук-
ты рудоотложения в субмаринных и субвулканических условиях.
КОЛЧЕДАННЫЕ МЕСТОРОЖДЕНИЯ КЕМБРИЙСКОЙ
САЛАИРСКОЙ ОСТРОВНОЙ ДУГИ
В Салаирской развитой островной дуге Алтае-Саянской области
месторождения полиметаллически-колчеданной формации в ассоциа-
ции с гидротермально-осадочной марганцевой формацией связаны с
340


раннекембрийскими вулканитами [Металлогеническая..., 1987]. Вул-
каниты, по Н.А. Берзину и Л.В. Кунгурцеву [1996], относятся к толеи-
товой андезит-дацитовой и андезит-базальтовой формациям, находя-
щимся в ассоциации с телами рифовых известняков и склоновых тер-
ригенных отложений.
Полиметаллически-колчеданная формация Салаирской дуги пред-
ставлена следующими типами месторождений: барит-полиметалличес-
ким (Салаирская группа, Буймовское), колчеданно-полиметаллическим
(Урская группа, Ускандинское и др.) и медноколчеданными (Каменуш-
кинское). Рудные тела Салаирского рудного поля представлены линзо-
видными залежами, согласными со слоистостью и сланцеватостью
вмещающих осадочно-вулканогенных толщ. Они окружены широкими
ореолами вкрапленных руд. Реже встречаются жило- и столбообразные
и неправильные по форме залежи. В составе руд преобладают пирит,
слагающий основную часть залежей, сфалерит, галенит, халькопирит,
блеклые руды. Околорудные изменения представлены серицитизацией,
хлоритизацией, окварцеванием и пиритизацией [Колчеданные..., 1979].
Все эти данные указывают на вулканогенно-осадочную природу ме-
сторождений. Однако существуют и другие представления [Дистанов,
Оболенский, 1994], согласно которым Салаирское и Урское месторож-
дения Салаирской дуги имеют не каледонский, а герцинский возраст и
являются плутоногенно-гидротермальными.
КОЛЧЕДАННЫЕ МЕСТОРОЖДЕНИЯ МЕЗОЗОЙСКОЙ
СРЕДНЕГОРСКОЙ ОСТРОВОДУЖНОЙ ЗОНЫ БОЛГАРИИ
Островодужные свинцово-медно-цинковоколчеданные залежи из-
вестны в альпийской Среднегорской металлогенической зоне Болга-
рии. Здесь, по данным М. Моева и других исследователей, отметим та-
кие рудные объекты, как Радка, Елшице, Красен, Челопеч. Рудное поле
Челопеч локализуется в краевой части вулканогенной впадины, вы-
полненной отложениями верхнего мела. Вулканическая деятельность
представлена субвулканическими телами и эффузивами дацит-андези-
тового состава. Свинцово-медно-цинковоколчеданное оруденение свя-
зано с андезитовым вулканизмом третьего этапа и контролируется в
основном контактами субвулканических штоков и силлов. Рудные тела
представлены пластовыми залежами и штокверками вдоль зон брекчи-
рования и трещиноватости.
341


Глава 8
МЕТАЛЛОГЕНИЯ ЗРЕЛЫХ ОСТРОВНЫХ ДУГ
В современных зрелых островных дугах (Японской, Папуа-Ново-
гвинейской, Филиппинской, Зондской и др.) развиты месторождения
следующих рудных формаций: медно-свинцово-цинковоколчеданной,
золото-серебряной, скарновой медной, скарновой полиметаллической,
сурьмяно-ртутной, марганцевой и самородной серы. Те же самые руд-
ные формации свойственны и зрелым дугам геологического прошлого.
МЕСТОРОЖДЕНИЯ МЕДНО-СВИНЦОВО-
ЦИНКОВОКОЛЧЕДАННОЙ ФОРМАЦИИ
Медно-свинцово-цинковоколчеданные месторождения относятся к
типу куроко. Они представлены сульфидными залежами с различными
соотношениями меди, цинка и свинца, которые являются главными
полезными компонентами руд этого типа. Кроме того, колчеданные ру-
ды могут обладать значительными содержаниями золота и серебра, а
также комплексом попутных и рассеянных элементов, в том числе Sb,
Pt, Cd, Se, Те.
Месторождения типа куроко формируются на ранних стадиях ост-
ровных дуг в подводных островных грядах и рифтах эксгаляционно-
осадочным путем. Они приурочены к цепям вулканов центрального
типа, в которых известково-щелочные вулканиты андезито-базальто-
вого и андезитового состава находятся в тесной ассоциации с кислыми
вулканокуполами. Месторождения этого типа в современных острово-
дужных поясах образуют протяженные зоны. Одна из них прослежи-
вается цепочкой от Северо-Восточной Японии через дугу Рюкю к Тай-
ваню и Филиппинам. Другая приурочена к островам Зондского архи-
пелага. В Японской дуге месторождения типа куроко формировались в
миоцене, а в наши дни они образуются в рифте Окинава дуги Рюкю
[Основы..., 1995].
342


КОЛЧЕДАННЫЕ МЕСТОРОЖДЕНИЯ МИОЦЕНОВОЙ
ЯПОНСКОЙ ОСТРОВНОЙ ДУГИ
Месторождения типа куроко Северо-Восточной Японии здесь оха-
рактеризованы в основном по двум работам [Колчеданные..., 1979;
Митчелл, Гарсон, 1984]. Они приурочены к металлогенической зоне
Зеленых туфов и связаны со среднемиоценовыми кремнекислыми
дифференциатами непрерывной базальт-андезит-дацит-риолитовой
формации. Из рудных районов металлогенической зоны зеленых туфов
наиболее известны два — Хокуроку и Айзу. Рудный район Хокуроку
контролируется палеодепрессией размером 30x25 км, выполненной
образованиями продуктивной формации: риолитовыми и андезитовы-
ми туфами, туфобрекчиями и лавами, переслаивающимися с аргилли-
тами. Субвулканические интрузии представлены дайками и силлами
базальтового состава, штокообразными телами андезитов, дацитов,
риолитов, которые приурочены к разломам субмеридионального на-
правления в восточной и западной окраинах палеодепрессии. Здесь и
концентрируются колчеданные месторождения типа куроко, локализо-
ванные в верхних горизонтах свиты Нисикуросава. Мощность свиты,
сложенной в основном лавами, лавобрекчиями и пирокластами даци-
тового состава, колеблется от 380 до 1 250 м. Медно-свинцово-цинко-
воколчеданные руды (соотношения Си : Pb: Zn 1 :2:7) тяготеют к экс-
трузивным куполам так называемых белых риолитов и эксплозивным
брекчиям типа Увамуки, в составе которых встречаются обломки по-
род палеозойского фундамента. Стратиформные залежи в нижних час-
тях сложены желтыми медноколчеданными рудами, а в верхних час-
тях — черными свинцово-цинковыми и баритовыми. Под стратиформ-
ными телами устанавливаются штокверки прожилковых и вкраплен-
ных руд и реже гипсовые залежи (рис. 8.1). Наиболее достоверная мо-
дель, связывающая образование месторождений типа куроко с риоли-
товыми куполами, опубликована еще в 1973 г. Т. Сато (рис. 8.2).
КОЛЧЕДАННЫЕ МЕСТОРОЖДЕНИЯ ДЕВОНСКОЙ РУДНО-АЛТАЙСКОЙ
ОСТРОВНОЙ ДУГИ
Типичными представителями зрелых энсиалических островных
дуг в пределах России и Казахстана являются девонские островные
дуги Рудного Алтая, определяющие локализацию металлогенической
зоны того же названия.
Рудно-алтайская металлогеническая зона приурочена к одноимен-
ной структурно-формационной зоне, которая вместе с Белоубинско-
Южноалтайской зоной образует складчатую систему Юго-Западного
Алтая. Данная система занимает краевую часть Алтае-Саянской склад-
343


Рис. 8.1. Разрез месторождения Косака (по Т. Осима и др. [Колчедан-
ные..., 1979]).
У — пемзовые туфы; 2 — белые риолиты; 3 — брекчии риолитов; 4 — эксплозив-
ные брекчии риолитов; 5 — прослои яшмоидов; 6-9 — руды: б — баритовые, 7 — чер-
ные, 8 — желтые, 9 — прожилково-вкрапленные; 10 — гипсовые залежи.
Рис. 8.2. Модель формирования месторождений типа куроко по Т. Сато
(1973).
1-4 — руды: / — баритовые, 2 — галенит-сфалерит-баритовые (черные халькопи-
рит-пиритовые), 3 — пирит-халькопиртовые (желтые), 4 — пирит-халькопирит-
кварцевые (штокверковые); 5 — гипсовые залежи; б — аргиллиты; 7 — кислые туфы;
8 — риолитовый купол; 9 — пирит-халькопирит-кварцевые жилы; 10 — зона осадоч-
ных кремней; И — эксплозивная брекчия; 12 — брекчированные кислые туфы.
чатой области, известной после работ В. П. Нехорошева под названием
Зайсанской. Последняя располагается между раннепалеозойскими
344


структурами Горного Алтая и Чингиз-Тарбагатая. Окраины Зайсанской
области резко отличаются от ее центральной части. Эти различия от-
четливо проявляются при сопоставлении структурно-формационных
зон Юго-Западного Алтая с тяготеющей к центру области Калба-
Нарымской зоной (рис. 8.3). Находящаяся между ними промежуточная
Иртышская зона, фиксируемая одноименным глубинным разломом,
играла особую роль в истории развития Зайсанской области.
Сравнительный анализ палеозойских структур свидетельствует о
том, что в начале среднего палеозоя унаследованные силур-раннеде-
вонские прогибы, выполненные толщами известковисто-терригенной
формации, развивались лишь в пределах Калба-Нарымской и отчасти
Иртышской и Белоубинско-Южноалтайской зон.
Территория же Рудного Алтая в конце ордовика, силуре и раннем
девоне входила в состав ориентированного в субширотном направле-
нии Алейско-Теректинского поднятия, которое являлось окраинным
структурным элементом Алтае-Саянской складчатой области. В строе-
нии древнего поднятия участвует докембрийский кристаллический
фундамент, в современной структуре частично обнаженный в Терек-
тинском горсте Горного Алтая. Выше в виде чехла залегают преиму-
щественно терригенные толщи кембрия и ордовика, нередко метамор-
физованные в фации зеленых сланцев. Верхняя часть докембрийского
основания и нижнепалеозойский чехол пронизаны досреднедевонски-
ми гранитоидами, которые могут быть отнесены к формации гранито-
идных батолитов пестрого состава, впервые выделенной Ю. А. Кузне-
цовым. Они формировались в основном на месте при магматическом
замещении пород субстрата. Таким образом, Алейско-Теректинское
поднятие в начале девона уже характеризовалось корой континенталь-
ного типа [Горжевский и др., 1976, Филатов, 1986].
В конце раннего и начале среднего девона, очевидно, в связи с
расширением Зайсанской области, располагавшейся на границе океа-
нической и континентальной литосферных плит, древнее поднятие
подвергалось процессам регенерации. В позднеэмское-эйфельское
время весь блок земной коры переходного и континентального типа
между Иртышским (Иртышской зоной смятия) и Локтевско-Караир-
тышским (Северо-Восточной зоной смятия) глубинными разломами
был охвачен дифференцированным погружением. Регенерация привела
к раздроблению краевой части древнего поднятия, перестройке древ-
него субширотного тектонического плана на северо-западный, разви-
тию наложенных прогибов Быструшинского и Белоубинского, разде-
ленных остаточными поднятиями — Алейским, Синюшинским и Рев-
нюшинским. В краевых частях поднятий развивались более мелкие
прогибы (Рубцовский, Успенский и др.). Фрагменты древней структуры
345


Рис. 8.3. Схема структурно-формационного районирования Рудного
Алтая (по [Атлас..., 1978]).
У — разломы, разделяющие складчатые системы; 2 — разломы, разделяющие
структурно-формационные зоны; 3 — разломы, разделяющие структурно-
формационные подзоны и тектонические блоки; 4 — степень достоверности разломов:
а — достоверные, б — предполагаемые; 5 — скрытые поперечные разломы, отражаю-
щие расколы в комплексе основания; 6-9 — структурно-формационные зоны: б — Руд-
но-Алтайская, 7 — Белоубинско-Рудно-Алтайская, 8 — Иртышская, 9 — Калба-
Нарынекая; 10 — структурно-формационные подзоны преимущественно синклинорно-
го (а) и антиклинорного (б) типа.
Тектонические блоки (цифры в кружках) — Иртышская зона, Северо-Восточная
подзона (1-4): 1 — группа мелких блоков северо-западной части, 2 — группа блоков
центральной части (2а — Березовско-Белоусовский, 26 — Гремячинский), 3 — Сажаев-
ский блок, 4 — группа блоков Южного Алтая (4а — Пугачевский, 46 — Алексеевский);
Рудно-Алтайская зона, Алейская подзона (5-15): 5 — Локтевский, 6 — Устьянский,
7 — блок центральной части подзоны, 8 — группа блоков Успенской грабен-мульды и
ее обрамления (8а — Николаевско-Александровский, 86 — Каменский, 8в — блок Ус-
пенской грабен-синклинали, 8г — Золотушинский, 8д — Орловско-Раздольненский),
9— Шемонаихинско-Верхубинский; 10 — Сугатовско-Бобровская группа блоков
(10а — Малороссийский, 106 — Кейиговский, 10в — Сугатовско-Камышинский, Юг —
Авроринский, 10д — Веселовско-Сизовский, 10е — Бобровский), 11 — Феклистовско-
Кондратьевский, У2 — Тарханско-Васильевский, 13 — Кременюшинский, 14 — Орман-
ско-Бородинский, 15 — Балгынский; Змеиногорско-Быструшинская подзона (16-23):
16 — Саввушинский, 17 — Змеиногорская группа блоков (17а — Тульский, 176 —
346


сохранились лишь в ядрах указанных остаточных поднятий. Они сло-
жены гранитизированными метаморфическими породами фации зеле-
ных сланцев условно нижнепалеозойского возраста, очевидно, отно-
сящимися к досреднепалеозойскому чехлу древнего поднятия. В цен-
тральных частях Рудно-Алтайской зоны на глубине 4-6 км от совре-
менного эрозионного среза на основе анализа гравимагнитных полей
под нижнепалеозойским чехлом выделяется еще древний, вероятно,
докембрийский кристаллический комплекс, который здесь можно от-
нести к образованиям фундамента Алейско-Теректинского поднятия.
Поверхность кристаллического фундамента резко погружается на за-
пад (в сторону Калба-Нарымской зоны), на восток (к Горному Алтаю),
а также на юго-восток (к Южному Алтаю). На северо-запад же она
воздымается, и в северо-западной части Рудно-Алтайской зоны, по-
видимому, протерозойские кристаллические сланцы и амфиболиты в
отдельных блоках залегают непосредственно под мезозойско-кайно-
зойским чехлом Кулундинской впадины. Приведенные данные указыва-
Харьковско-Матвеевский, 17в — Рязанский), 18 — Черепановская группа блоков
(18а — Березовогорский, 186 — Черепановский, 18в — Черепанихинский, 18г — Садо-
вушинский, 18д — Петровский), 19 — Убино-Белореченский, 20 — Снегирихинский,
21 — Александровско-Орловский, 22 — Малоубинско-Черемшанский, 23 — Сержи-
хинско-Березовский; Лениногорско-Зыряновская подзона (24-34): 24 — Андреевско-
Белопорожний, 25 — блок ядерной части Синюшинского антиклинория, 26 — Сакма-
рихинско-Стрежанская группа блоков (26а — Сакмарихинский, 266 — Пахотинский,
26в — Стрежанский), 27 — группа блоков Лениногорско-Тишинского рудного узла
(27а — Кедровско-Бутачихинский, 276 — блок Лениногорского рудного поля, 27в —
Успенско-Шубинский, 27г — блок Вышеивановского Белка); 28 — блок Россыпного
Белка; 29 — Березовско-Малоубинский, 30 — Тургусунский, 31 — группа блоков Зы-
ря нов с ко го рудного узла (31а — Путинцевский, 31 б — Ревнюшинский), 32 — Болыие-
нарымский, 33 — Джалтырский, 34 — Маркакульский; Белоубинско-Южноалтайская
зона, Белоубинско-Маймырская подзона (35-39): 35 — Белоубинский, 36 — Кедровско-
Ларихинская группа блоков (36а — Кедровский, 366 — Ларихинский), 37 — Гляден-
ский, 38 — Маймырский, 39 — Александровский; Холзунско-Сарымсактинская подзо-
на (40-48): 40 — Пахотинско-Теремковский, 41 — Коровихинско-Коргонский, 42 —
Черноубинский, 43 — Хайдунский, 44 — Черневинский, 45 — Верхнебухтарминский,
46 — Сарымсактинский, 47 — Пограничный, 48 — Керегетасский.
Продольные разломы: 1 — Калба-Нарымский, 2 — Юго-Западный, 3 — Приречен-
ский, 4 — Березовско-Гаранинский, 5 — Джалтырский, 6 — Кызыл-Ащинский, 7 —
Краевой Северо-Восточный (Иртышско-Маркакульский), 8 — Шемонаихинско-
Секисовский, 9 — Ульбинско-Бухтарминский, 10 — Орловско-Малоульбинский, 11 —
Змеиногорско-Убинский, 12 — Быструшинский, 13 — Кедровско-Бутачихинский (Ор-
ловско-Бутачихинский), 14 — Карагужихинско-Андреевский, 75 — Голушинский, 16 —
Успено-Карелинский, 17 — Локтевско-Зыряновский (Тургусун-Ларихинский), 18 —
Березовско-Маркакульский, 19 — Белорецко-Маркакульский, 20 — Коргонский, 21 —
Керегетасский, 22 — Локтевско-Караиртышский.
Скрытые поперечные разломы: / — Варшавский, // — Алейский, /// — Шемонаи-
хинско-Снегирихинский, IV — Семипалатинске-Лениногорский, V — Бухтарминско-
Путинцевский, VI — Кызыловско-Серебрянский, VII — Нарымский.
347


вают, что мощность нижнепалеозойского комплекса в ядрах остаточ-
ных поднятий не превышает 2 км, а на северо-запад резко уменьшает-
ся. В прилегающих раннепалеозойских структурно-формационных зо-
нах Горного Алтая (Холзунско-Чуйско-Инской) фаунистически охарак-
теризованные толщи кембрия и ордовика имеют в несколько раз боль-
шую общую мощность и отличаются меньшей степенью регионально-
го метаморфизма.
Приведенные выше данные свидетельствуют о том, что Алейско-
Теректинское поднятие, на котором заложились среднепалеозойские
структуры Рудного Алтая, являлось древним микроконтинентом, имев-
шим докембрийский кристаллический фундамент и сравнительно ма-
ломощный нижнепалеозойский чехол [Горжевский, Микунов, Фила-
тов, 1976; Филатов, 1986]. Блоки микроконтинента подверглись геоди-
намической переработке в течение среднего палеозоя и сохранились в
виде остаточных поднятий. В Алейском, Синюшинском и Ревнюшин-
ском остаточных поднятиях и располагающемся между ними Быстру-
шинском наложенном прогибе с эйфельского по франский век включи-
тельно происходило накопление вулканогенно-осадочных отложений
базальт-риолитовой кремнисто-терригенной формаций.
На территории Калба-Нарымской зоны в среднем-позднем девоне
продолжалось унаследованное развитие прогибов с накоплением толщ
преимущественно известковисто-терригенной и аспидной формаций.
В Иртышском прогибе возникло кордильерное, по Н. И. Стучевскому,
поднятие, сложенное терригенными толщами и разделившее Рудно-
Алтайскую и Калба-Нарымскую зоны.
В пределах Горного Алтая в это время в прибрежно-морских и
континентальных условиях происходило накопление вулканитов рио-
лито-дацитовой терригенной, андезитовой терригенной и трахианде-
зитовой терригенной формаций.
Активный вулканизм в среднем палеозое на Рудном Алтае про-
явился и в фамене. В это время здесь в пределах поднятий накаплива-
лись толщи андезит-дацитовой терригенной формации, сменившей ба-
зальт-риолитовую кремнисто-терригенную. В прогибах шло накопле-
ние флишоидной формации.
В Калба-Нарымской зоне в фаменском веке продолжалось накоп-
ление аспидной формации. На территории Горного Алтая происходило
угасание наземного вулканизма.
Сравнительный анализ развития девонских геологических форма-
ций Юго-Западного Алтая и соседних территорий позволяет утвер-
ждать, что здесь в девонском периоде, начиная с эйфельского века, су-
ществовала система островных дуг. К зоне внешней дуги относилась
Иртышская зона (табл. 8.1). Располагающаяся юго-западнее Калба-На-
348


ТАБЛИЦА 8.1
ПАЛЕОТЕКТОНИЧЕСКОЕ РАЙОНИРОВАНИЕ ЮГО-ЗАПАДНОГО АЛТАЯ
В ДЕВОНЕ (по Е. И. Филатову)
Типы вулканических зон в направлении
палеоокеан —► палеоконтинент
вулканическая зона
внешней дуги
вулканическая зона
внутренней дуги
краевой вулканиче-
ский пояс
Сопоставляе-
мые признаки
вулканических
зон
Иртышская, Калба-
Нарымская струк-
турно-формационные
зоны
Океанический и пе-
реходный
Унаследование
Известково-терриген-
ная морская
Аспидная морская
Базальт-риолитовая
кремнисто-терриген-
ная раннеострово-
дужная
Калиево-натриевая и
переходная от калие-
во-натриевой к на-
триевой серии при
Si02=76 %
К20=1.67%и
Na2O=3.90 %
Аспидная морская
Андезит-дацитовая
терригенная позд-
неостроводужная
Натриевая серия при
Si02=73 %
К2О=0.96 %
Na20=4.4 %
Рудно-Алтайская
структурно-
формационная зона
Переходный и кон-
тинентальный
Наложенное
Базальт-риолитовая
кремнисто-терриген-
ная раннеострово-
дужная
Калиево-натриевая
серия при Si02=73 %
К2О=2.0-2.9 %
Na2O=3.0 %
Андезит-дацитовая
терригенная позд-
неостроводужная
Флишоидная морская
Натриевая серия при
Si02=73 %
К2О=0.96%и
Na20=4.4 %
Горно-Алтайские
структурно-
формационные зоны
Континентальный
Наложенное
Риолитодацит-анде-
зитовая терригенная
(прибрежно-морская
и континентальная)
Трахиандезитовая
терригенная конти-
нентальная
Калиево-натриевая и
калиевая серии при
Si02=75 %
К20=5.6 %
Na20=2.1 %
Прекращение осад-
конакопления
Тектоническая
принадлеж-
ность
Тип земной ко-
ры в девонском
периоде
Соотношение с
субстратом
Главные фор-
мации D2-Difr
Второстепен-
ные формации
D2-D3fr
Принадлеж-
ность вулкани-
ческих пород
формаций
D2-D3fr к пет-
рохимическим
сериям (по со-
отношению
щелочей)
Главные фор-
мации D3fm
Второстепен-
ные формации
D3fm
Принадлеж-
ность вулкани-
ческих пород
формаций D3fm
к петрохимиче-
ским сериям (по
соотношению
щелочей)
349


Окончание
Типы вулканических зон в направлении
палеоокеан—►палеоконтинент
Сопоставляе-
мые признаки
вулканических
зон
вулканическая зона
внешней дуги
вулканическая зона
внутренней дуги
краевой вулканиче-
ский пояс
Медно-цинковокол-
чеданные и свинцо-
во-медно-цинково-
колчеданные
Медно-свинцово-
цинковоколчедан-
ные, свинцово-цин-
ковоколчеданные
Железорудные, золо-
то-свинцово-цинко-
вые (жильные), ртут-
ные, редкометалль-
ные
Типы месторо-
ждений, ассо-
циирующие с
вулканогенны-
ми формациями
рымская зона являлась преддуговым прогибом этой дуги. Внешняя ду-
га контролировалась Иртышским разломом. Калба-Нарымская зона
характеризуется ослабленным вулканизмом, отсутствием офиолитовых
ассоциаций и широким развитием терригенных формаций.
Вулканическая зона внутренней дуги располагалась на территории
Рудного Алтая. Эта зона отличается от вулканических зон внутренних
дуг Тихоокеанского пояса. Она развивалась на коре переходного и кон-
тинентального типа, наложена на краевую часть микроконтинента и в
этом плане сближается с краевыми вулканическими поясами.
Тип коры определил появление островодужных комплексов уже на
ранних, а не поздних этапах развития наложенных прогибов. Типы ко-
ры и наложенный на микроконтинент характер островодужной зоны,
вероятно, определили также и состав щелочей в породах вулканоген-
ных формаций. Обычно в процессе эволюции магматизма внутренних
дуг параллельно с возрастанием общей щелочности пород происходит
увеличение в них содержания калия. Обратная картина наблюдается в
Рудно-Алтайской зоне. Здесь содержание К20 уменьшается от древних
к более молодым формациям, происходит на фоне обмеления морского
бассейна и развития надводных вулканических гряд. Наблюдается по-
следовательная смена калиево-натриевой серии породами переходной,
а затем натриевой серии. Завершение девонского вулканизма на Руд-
ном Алтае, совпадающее с образованием островодужной андезит-да-
цитовой натриевой формации, фиксирует зрелую стадию развития сис-
темы островных дуг и окончательное оформление и некоторое смеще-
ние вулканической зоны внутренней дуги в сторону внешней, в то
время как в ее тыловой части, расположенной ближе к палеоконтинен-
ту, во впадинах окраинного моря происходит накопление толщ флишо-
идной формации.
Однако Рудно-Алтайская зона, по-видимому, не может быть отнесе-
на к типу краевых вулканических поясов. Особенности развитых здесь
вулканогенных формаций, образовавшихся как в подводных, так и суб-
аэральных условиях, широкое развитие вулканитов андезитового соста-
350


ва на зрелой стадии формирования системы островных дуг и оформле-
ния рельефа вулканических гряд позволяют относить ее к своеобразной
зоне внутренней дуги, наложенной на край микроконтинента.
Северо-восточнее Рудно-Алтайской зоны полностью уже в преде-
лах палеоконтинента располагался краевой вулканический пояс, обра-
зованный девонскими вулканогенными формациями Горного Алтая.
Он характеризуется наиболее зрелым типом земной коры, преимуще-
ственно наземным вулканизмом и существенно калиевым составом
вулканитов.
В пределах Рудно-Алтайской структурно-формационной зоны с за-
пада на восток выделяются Алейская, Рубцовская, Змеиногорско-Быс-
трушинская и Лениногорско-Зыряновская подзоны (рис. 8.3). Алейская
и Лениногорско-Зыряновская подзоны тяготеют соответственно к Алей-
скому и Синюшинскому (включая Ревнюшинское) остаточным подня-
тиям. Змеиногорско-Быструшинская подзона практически совпадает с
Быструшинским наложенным прогибом.
Поперечная по отношению к Алейской Рубцовская подзона пред-
ставляет собой девонский вулканогенный прогиб, располагающийся на
северо-западном склоне Алейского поднятия.
Тектоническое районирование Юго-Западного Алтая подтвержда-
ется геофизическими материалами. По сейсмическим и гравиметриче-
ским данным общая мощность земной коры колеблется от 40 км в се-
веро-западной части Рудно-Алтайской и в Иртышской зоне до 49 км на
границе со структурами Горного Алтая. Гранулит-базальтовый слой
находится на глубинах от 22 км (в северо-западной части Рудно-Ал-
тайской зоны) до 26 км (в ее юго-восточной части) и опускается до
глубины 30 км (в пределах Белоубинско-Южноалтайской зоны). В гра-
витационном поле Рудно-Алтайской зоне отвечает региональный мак-
симум силы тяжести, обусловленный суммарным эффектом поднятия
поверхности Мохо, гранулит-базальтового и частично базифицирован-
ного гранитно-метаморфического слоев. Ядро гравитационного мак-
симума совпадает с Алейской подзоной, где более полно сохранились
блоки микроконтинента.
Магнитное поле Рудно-Алтайской зоны в целом положительное и
по интенсивности расчленяется на три аномальные полосы, соответст-
вующие Алейской, Змеиногорско-Быструшинской и Лениногорско-
Зыряновской подзонам. Область наиболее высоких значений магнит-
ного поля также соответствует Алейской подзоне.
Установленная тектоническая зональность в направлении палео-
океан - палеоконтинент для девонского периода развития окраины Зай-
санской области подчеркивается известной металлогенической зо-
нальностью. Она выражается в смене месторождений медно-свинцово-
351


колчеданной рудной формации вулканических зон внешней и внутрен-
ней дуги (табл. 8.1) железорудными, жильными, золото-свинцово-цин-
ковыми, ртутными и редкометалльными месторождениями Горноал-
тайского краевого вулканического пояса [Филатов, Ширай, 1975].
Алейское, Синюшинское и Ревнюшинское остаточные поднятия
додевонского фундамента, Быструшинский, Белоубинский и другие
наложенные прогибы, являясь вулкано-тектоническими структурами
первого порядка, имеют конседиментационную природу и не испытали
так называемой инверсии тектонического режима в период главных
фаз складчатости. Выделявшиеся в свое время при тектоническом рай-
онировании Рудного Алтая антиклинории (соответствующие остаточ-
ным поднятиям) и синклинории, отвечающие наложенным прогибам,
являются необращенными и не относятся к так называемым ороген-
ным структурам, осложненным складчатостью общего смятия. В пре-
делах же указанных региональных структур господствуют два типа
складок — конседиментационные глыбовые и приразломные. Послед-
ние тяготеют к Иртышскому и Локтевско-Караиртышскому глубинным
разломам, ограничивающим Рудный Алтай с двух сторон. Остаточные
поднятия и наложенные прогибы в значительной степени были сфор-
мированы в течение раннеостроводужной стадии развития региона,
т. е. до начала фаменского века. Их формирование происходило в ре-
зультате геодинамической переработки континентального основания
Рудного Алтая, возникновения внутрикоровых магматических очагов и
сопровождалось широким проявлением в девоне вулканической дея-
тельности и накоплением осадочно-вулканогенных толщ базальт-рио-
литовой кремнисто-терригенной формации.
Устанавливается определенная связь между типами конседимента-
ционных региональных структур и строением накапливавшихся де-
вонских осадочно-вулканогенных серий, в частности, раннеострово-
дужной эйфельско-франской базальт-риолитовой кремнисто-терриген-
ной формации. Центральные части Алейского, Синюшинского и Рев-
нюшинского остаточных поднятий за среднедевонско-франское время
характеризовались слабыми погружениями, чередовавшимися с воз-
дыманиями. Общая амплитуда их прогибания за этот этап развития не
превышала 500 м, и в их пределах накапливались вулканогенные тол-
щи существенно кислого состава, принадлежащие в основном к рио-
лит-дацитовой кремнисто-карбонатно-терригенной субформации. Пе-
риферические части остаточных поднятий характеризовались диффе-
ренцированными погружениями блоков. Здесь выделяются группы
блоков замедленного погружения с общей амплитудой до 1 500 м и
блоки умеренных погружений с общей амплитудой до 3 ООО м. На их
фоне формировались толщи базальт-риолитовой кремнисто-терриген-
352


ной субформации, нередко относящиеся к жерловой и промежуточной
группам фаций. На склонах наложенных Быструшинского и Белоубин-
ского прогибов в это же время амплитуды прогибаний составляли
3 000-5 000 м и в основном накапливались мощные толщи базальт-
риолитовой терригенной субформации с преобладанием осадочных
пород и вулканитов удаленных фациальных зон. В осевых частях про-
гибов, где амплитуда погружения превышала 5 000 м, накапливались
преимущественно осадочные отложения с примесью телепирокласти-
ки флишоидной песчаниково-алевролитовой формации. Региональная
вертикальная последовательность накопления субформаций и лате-
ральная изменчивость фаций девонских отложений в пределах отдель-
ных субформаций и контрастной формации в целом были обусловле-
ны, вероятно, соответствующим размещением глубинных активизиро-
ванных зон и формированием периферических коровых очагов кислой
магмы преимущественно под остаточными поднятиями. Базальты,
присутствующие в составе контрастной формации, имели, очевидно,
более глубинные магматические источники.
Металлогеническое районирование Юго-Западного Алтая соответ-
ствует структурно-формационному (рис. 8.3, 8.4). Однако Рудно-Ал-
тайская металлогеническая зона в сравнении с одноименной структур-
но-формационной зоной занимает несколько большую площадь. В нее
включена Северо-Восточная подзона Иртышской зоны, которая на ме-
таллогенической схеме названа Прииртышско-Маркакульской. На этой
схеме (рис. 8.4) показаны металлогенические зоны, а Рудно-Алтайская
зона, кроме того, расчленена на металлогенические подзоны. Подзоны
состоят из рудных узлов, представляющих собой сближенные рудные
поля. К рудным узлам нередко тяготеют несколько обособленные руд-
ные поля, которые составляют рудные районы. На Рудном Алтае в на-
стоящее время большинством исследователей выделяется восемь руд-
ных районов. Рубцовский район совпадает с одноименной подзоной,
Змеиногорский район включает Змеиногорско-Корбалихинский руд-
ный узел и соседние рудные поля. Снегирихинский район в той же
Змеиногорско-Снегирихинской подзоне состоит из трех рудоносных
зон — линейных рудных полей.
В Золотушинский район Алейской подзоны входят Орловско-Золо-
тушинский узел и соседние рудные поля. Прииртышский рудный рай-
он Прииртышско-Маркакульской зоны представлен Николаевско-Рули-
хинским рудным узлом и Березовско-Белоусовской зоной или одно-
именным линейным рудным полем. Лениногорский и Зыряновский
рудные районы включают Лениногорско-Тишинский и Зыряновский
рудные узлы и отдельные обособленные рудные поля. И, наконец, Бух-
тарминский район, объединяющий в основном полиметаллические про-
23 — Металлогения
353


Рис. 8.4. Схема металлогенического районирования Юго-Западного
Алтая (по [Атлас..., 1978]).
1-4 — границы металлогенических зон: 1 — Калба-Нары некой, 2 — Вавилонско-
Карчигинской, 3 — Рудно-Алтайской, 4 — Белоубинско-Южноалтайской; 5 — границы
металлогенических подзон; 6 — рудные узлы (У — Рубцовско-Таловский, 2 — Змеино-
горского-Корбалихинский, 3 — Орловско-Золотушинский, 4 — Николаевско-Ру-
лихинский, 5 — Бухтарминский, 6 — Лениногорско-Тишинский); 7 — Зыряновский);
7 — рудные поля; 8 — рудоносные зоны (У — Березовско-Белоусовская, 2 — Джалтыр-
ская, 3 — Теректинско-Александровская, 4 — Золотушинская, 5 — Орловско-
Опенышевская, б — Николаевская, 7 — Большереченская, 8 — Заводнинско-
Никольская, 9 — Орманская, 10 — Голдобинская, У У — Змеиногорско-Зайчевская, У 2 —
Морозихинская, 13 — Снегирихинская, 14 — Феклистово-Александровская, 15 — Аб-
рамихинская, 16 — Сакмарихинская, У 7 — Пахотинско-Сеструшинская, 18 — Стре-
жанская, 19 — Успено-Карелинская, 20 — Кедровско-Бутачихинская, 21 — Теремков-
ско-Звездная, 22 — Шинковско-Гусляковская, 23 — Белоубинская, 24 — Хайдунская,
25 — Талово-Тургусунская, 26 — Тегерек-Солдатская, 27 — Хамир-Кумырская, 28 —
Перевальненская, 29 — Радужно-Большереченская, 30 — Пневская, 31 — Никитинская,
32 — Южноалтайская, 33 — Сарымсактинекая); 9 — отдельные разрывные нарушения;
10-18 — месторождения и проявления: У0-У5 — колчеданно-полиметаллической фор-
мации (10 — барит-полиметаллическая подформация, УУ — собственно полиметалли-
ческая подформация, У2 — переходная к колчеданно-полиметаллической подформации,
13 — собственно-полиметаллическая подформация, 14 — медноколчеданная подфор-
мация, У5 — кварцево-сульфидная подформация), 16 — полиметаллической скарновой
формации, У 7 — свинцово-цинковой телетермальной формации, 18 — полиметалличе-
ской кварцево-жильной формации.
354


явления жильного типа, по площади фактически совпадает с одно-
именным рудным узлом.
Рассмотренные выше региональные структуры (островодужные
вулканические зоны, остаточные поднятия и наложенные прогибы)
определяют размещение металлогенических зон, металлогенических
подзон и рудных районов.
Меденосная Вавилонско-Карчигинская зона приурочена к сущест-
венно-терригенной зоне внешней дуги, т. е. ближе к палеоокеану. Руд-
но-Алтайская зона совпадает с вулканической зоной внутренней дуги.
Металлогенические подзоны Рудного Алтая контролируются прерыви-
стыми ветвями внутренней зоны, обрамляющими остаточные подня-
тия — выступы микроконтинента. Они занимают типично острово-
дужную или окраинно-морскую палеоструктурную позицию. Первой
позиции отвечают подзоны, обрамляющие остаточные поднятия с юго-
запада, т. е. со стороны палеоокеана (Алейская и Прииртышско-Марка-
кульская подзоны), а второй соответствуют подзоны, окаймляющие
поднятия с северо-востока, т. е. со стороны палеоконтинента — Руб-
цовская, Змеиногорско-Снегирихинская и Лениногорско-Зыряновская
подзоны (рис. 8.4). Во втором случае зрелая «андезитовая» стадия раз-
вития островных дуг не была проявлена, и ее заменяет стадия форми-
рования окраинного моря.
Рудные районы Рудного Алтая, слагающие указанные подзоны,
приурочены к зонам сопряжения положительных и отрицательных ре-
гиональных конседиментационных структур и располагаются в пери-
ферических частях остаточных поднятий, амплитуда погружения кото-
рых за среднедевонско-франское время не превышала 3 ООО м и соот-
ветственно на склонах наложенных прогибов. Металлогенический
профиль рудных районов и отдельных рудных узлов зависит от ампли-
туды колебания конседиментационных блоков. Барит-свинцово-цинко-
воколчеданное оруденение развивается в основном в блоках умеренно-
го (1 600-3 ООО м) прогибания.
Наибольшим развитием на Рудном Алтае пользуются следующие
семь геологических формаций — раннепалеозойская карбонатно-
терригенная, силур-раннедевонская гранитоидных батолитов пестрого
состава, эйфельско-франская контрастная базальт-риолитовая кремни-
сто-терригенная, позднедевонская гипабиссальных и субвулканиче-
ских гранитоидов, фаменская андезит-дацитовая терригенная и перм-
ская гранитовая (рис. 8.5). Первые две формации характеризуют осно-
вание островодужной системы, следующие четыре — островодужный
этап развития территории, а последняя седьмая — коллизионный.
Доостроводужная формация гранитоидных батолитов ранее рас-
сматривалась в составе позднепалеозойского змеиногорского комплек-
355


Рис. 8.5. Формационно-металлогеническая схема Рудного Алтая.
У-УУ — геологические формации. 1-3 — рудоносная базальт-риолитовая кремни-
сто-терригенная формация (D2ei-D3fr), субформации (У — промежуточная — базальт-
риолит-терригенная (Озп\ Огег), 2 — калиевая базальтсодержащая риолитовая кремни-
сто-карбонатно-терригенная (D2e-gvi, D3fr), 3 — натриевая базальт-риолитовая крем-
нисто-терригенная (Огеь D3fr)); 4-10 — слаборудоносные (на пропилитово-медный и
жильный типы оруденения) и нерудные формации (4 — андезит-дацитовая (D3fm), 5 —
габбро-диабазовая (D3-C1), б — гипабиссальная и субвулканических гранитоидов
(D3fm), 7 — габбро-гранодиорит-плагиогранитовая (S2-D1), 8 — песчаниково-алев-
ролитовые и песчаниково-алевролито-известковистые (С2-С1), 9 — гранитовая (Р),
10— карбонатно-терригенная (PR3-PZ1)), УУ — формации Горного Алтая; У2-У5 —
разрывы: У2 — определяющие границы переходной области, от палеоокеана к палео-
континенту, 13 — то же, островодужно-окраинноморской системы; 14 — то же, склад-
чатых структурно-формационных зон и подзон, 15 — скрытые поперечные разрывы,
выявленные по геолого-геофизическим данным; 16 — границы геологических форма-
ций и субформаций; 17-18 — рудные формации: У 7 — медно-свинцово-цинковая кол-
чеданная, (субформации: а — свинцово-цинковоколчеданная, б — медно-свинцово-
цинковоколчеданная, в — свинцово-медно-цинковоколчеданная), 18 — свинцово-цин-
ковая (жильная) (субформации: а — кварц-свинцово-цинковая, б — кварц-медно-свин-
цово-цинковая); 19 — месторождения: а — с преобладанием массивных руд (У — Руб-
цовское, 2 — Таловское, 3 — Степное, 4 — Тушканихинское, 5 — Майское, 6 —
Стрижковское, 7 — Среднее, 8 — Зареченское, 9 — Змеиногорское, 10 — Корбалихин-
ское, УУ — Лазурское, У2 — Маслянское, 13 — Семеновское, 14 — Локтевское, 15 —
Золотушинское, 16 — Ново-Золотушинское, У 7 — Орловское, 18 — Крючковское, 19 —
356


са. Однако обособленное геологическое положение габбро-диорит-
плагиогранитовых массивов, не выходящих за поля развития мета-
морфических сланцев раннепалеозойской карбонатно-терригенной
формации в пределах остаточных поднятий, и данные абсолютного
возраста (411-516 млн лет, K-Ar-метод) позволяют констатировать
широкое распространение в регионе раннепалеозойских (досреднеде-
вонских)гранитоидов.
Единственная на Рудном Алтае колчеданоносная раннеострово-
дужная базальт-риолитовая кремнисто-терригенная формация характе-
ризуется преобладанием вулканитов кислого состава, составляющих
не менее 80-90% от объема вулканических продуктов. Образование
формации происходило на участках умеренного погружения, при этом
важную роль играли извержения центрального типа. Отдельные вул-
каны возвышались над уровнем моря в виде островов. В целом же сре-
ди вулканитов преобладают подводные кластолавы и продукты дезин-
теграции кислого стекла, возникшие при извержениях в водную среду.
Региональная альбитизация при этом не указывает на существенно на-
триевый состав первичной магмы, как полагали некоторые исследова-
тели, а является результатом диагенеза и эпигенеза. Петрохимические
особенности пород формации, рассмотренные ниже, косвенно свиде-
тельствует об этом. Наименее альбитизированные разности вулканитов
обладают стабильным соотношением щелочей.
Базальт-риолитовые формации с полиметаллически-колчеданным
оруденением в целом являются типичными колчеданоносными форма-
циями энсиалических островных дуг и окраинных морей. Рудоносные
толщи здесь обычно принадлежат к контрастной базальт-риолитовой
кремнисто-терригенной формации, в которой кислые вулканиты резко
преобладают над основными, обычно составляющими не более 10%
от общего объема рудовмещающих толщ. Рудоносные толщи форми-
руются в островодужном и частично окраинно-морском режиме, пре-
имущественно на коре континентального типа мощностью не менее
40 км — в окраинных частях регенерированных микроконтинентов.
Николаевское, 20 — Ново-Шемонаихинское, 21 — Ново-Березовское, 22 — Березов-
ское, 23 — Иртышское, 24 — Белоусовское, 25 — Камышинское, 26 — Снегирихин-
ское, 27 — Гусляковское, 28 — Стрежанское, 29 — Старковское, 30 — Шубинское, 31
— Риддер-Сокольное, 32 — Тишинское, 33 — Покровское, 34 — Малеевское, 35 — Пу-
тинцевское, 36 — Парыгинское, 37 — Осочихинское, 38 — Богатыревсое, 39 — Зыря-
новское, 40 — Снегиревское, 41 — Греховское 11,42 — Заводинское, 43 — Бухтармин-
ское, 44 — Юбилейное, 45 — Анисимов Ключ, 46 — Чекмарь, 47 — Чудак, 48 — Заха-
ровское, 49 — Воровское, 50 — Майское-Зыряновское), б — месторождения с широким
развитием прожилково-вкрапленных руд; 20 — границы рудных районов (У — Рубцов-
ский, 2 — Змеиногорский, 3 — Золотушинский, 4 — Прииртышский, 5 — Лениногор-
ский, 6 — Зыряновский, 7 — Бухтарминский); 2У — граница потенциального рудного
района с прожилково-вкрапленным оруденением.
357


Эта формация существенно отличается от вулканогенных образований
кайнотипных островных дуг и натриевых формаций уральского типа.
Главные различия заключаются в антидромном характере вулканизма,
большем разнообразии фациального состава кремнекислых пород,
смене по вертикали более калиевых риолитов более натриевыми, резко
подчиненном значении базальтов, в широком развитии осадочных и
вулканогенно-осадочных пород и в принадлежности вулканитов к ка-
лиево-натриевой серии (Филатов 1986; Филатов, Ширай, 1988).
По химизму вулканогенные породы данной формации в пределах
эталонной Рудно-Алтайской металлогенической зоны в целом относят-
ся к известково-щелочному ряду калиево-натриевой серии. На пло-
щадях конкретных рудных районов соотношения щелочей в рудовме-
щающих риолитах формации отражают ее естественный распад на три
субформации: натриевую базальт-риолитовую кремнисто-терригенную
(K20/Na20< 1.0), базальтсодержащую риолитовую кремнисто-карбо-
натно-терригенную (КгО/Ка20 > 2.0) и промежуточную базальт-риоли-
товую терригенную (КгО/ИагО 1.0-2.0).
Натриевая базальт-риолитовая кремнисто-терригенная субформа-
ция объединяет эйфельские и частично франские вулканиты с преоб-
ладанием ЫагО над К2О. Поля развития этих пород тяготеют к Иртыш-
скому разлому и его отдельным ответвлениям (рис. 8.5).
По петрохимическим особенностям базальты и риолиты натриевой
субформации близки к однотипным эффузивам контрастной формации
энсиматических островодужных металлогенических зон уральского
типа и последовательной формации энсиалических зон типа куроко.
Базальты от первых отличаются пониженным содержанием фемиче-
ских компонентов, а от вторых — пониженной глиноземистостью. От-
ношение щелочей характеризует их как образования, переходные от
натриевой к калиево-натриевой серии. При Si02 < 50 % содержание ко-
леблется от 0.6 до 1.0 %, составляя в среднем 0.89 % (табл. 8.2). Отсут-
ствие отрицательной корреляции между суммой щелочей и кремнезе-
мом (рис. 8.6) подтверждает их первично-натриевую специализацию.
Рис. 8.6. Диаграммы составов пород островодужных формаций Рудно-
го Алтая для щелочей, калия, глинозема, закисного железа, магния.
1-4 — базальт-риолитовая кремнисто-терригенная формация: / — базальты (а) и
риолиты (б) натриевой базальт-риолитовой кремнисто-терригенной субформации, 2 —
базальты (а) и риолиты (б) калиевой базальтсодержащей риолитовой кремнисто-
карбонатно-терригенной субформации, 3 — базальты (а) и риолиты покровных фаций
(б) промежуточной базальт-риолитовой-терригенной субформации, 4 — риолиты суб-
вулканических фаций (а) и риолиты субвулканических и экструзивных фаций флюид-
порфиров (б) промежуточной базальт-риолитовой терригенной субформации; 5 —
габбро-диабазы одноименной формации; б — граниты формации гипабиссальных и
субвулканических гранитоидов; 7 — вулканиты андезит-дацит-терригенной формации.
358


ТАБЛИЦА 8 2
СРЕДНИЙ ХИМИЧЕСКИЙ СОСТАВ ВУЛКАНИЧЕСКИХ ПОРОД
БАЗАЛЬТ-РИОЛИТОВОЙ КРЕМНИСТО-ТЕРРИГЕННОЙ ФОРМАЦИИ
РУДНОГО АЛТАЯ (по материалам Е. И. Филатова, Т. Я. Гончаровой,
В. С. Кузебного, И. П. Пугачевой)
Окислы
1
2
3
a
6
a
6
a
6
в
Si02
48.63
76.32
51.56
71.78
48.1
75.70
74.86
ТЮ2
0.67
0.15
1.36
0.12
1.04
0.15
0.21
А12Оз
15.48
11.58
15.48
14.46
16.86
11.71
11.71
Fe203
3.03
0.77
3.07
1.62
3.02
0.74
1.14
FeO
7.45
1.33
6.14
0.55
7.90
2.09
1.30
MnO
0.15
0.02
0.16
0.03
0.15
0.06
0.10
MgO
6.93
1.35
5.61
2.09
6.91
0.84
0.82
CaO
7.07
1.23
3.68
0.46
6.96
0.52
0.59
Na20
2.87
3.70
4.51
1.49
3.44
3.25
2.29
к2о
0.89
1.59
2.26
3.40
0.58
4.04
4.92
Кол-во
анализов
9
7
5
7
8
24
9
Примечание. Субформации: J— натриевая базальт-риолитовая кремнисто-
терригенная (а — базальты, б — риолиты), 2 — калиевая базальтсодержащая риолито-
вая кремнисто-карбонатно-терригенная (а — базальты, б — риолиты и риодациты), 3 —
промежуточная базальт-риолитовая терригенная (а— базальты, б— риолиты, в —
риолиты субвулканической и экструзивной фации флюид-порфиров).
Среди фемических компонентов наиболее вариабельным оказывается
FeO, что, видимо, связано с разной окисленностью потоков, причем
общая железистость превосходит как содержание MgO, так и СаО.
Риолиты по сравнению с кремнекислыми вулканитами контрастной
формации колчеданоносных зон уральского типа характеризуются по-
вышенным содержанием кремнезема и калия и пониженным — тита-
на, железа и натрия. По сравнению же с риолитами последовательной
формации районов типа куроко они менее глиноземистые и известко-
вистые и более калиевые. Риолиты, как и базальты, по соотношению
щелочей принадлежат к переходной серии от натриевой к калиево-
натриевой. Содержание К20 в них колеблется от 1.0 до 2.0%, состав-
ляя в среднем 1.59% (табл. 8.2). В целом для них характерна широкая
дисперсия содержаний породообразующих окислов, особенно глино-
зема и суммы щелочей (рис. 8.6).
Калиевая риолитовая кремнисто-карбонатно-терригенная субфор-
мация представлена преимущественно кислыми разностями вулкани-
тов. Однако существенно терригенные фации в пределах наложенных
прогибов (шипуновская и другие свиты) в верхней части разреза суб-
360


формации содержат отдельные потоки базальтов. Последние по общей
повышенной щелочности и принадлежности к калиево-натриевой се-
рии отличаются как от базальтов натриевой субформации, так и от ос-
новных пород натриевой контрастной и последовательной формаций
соответственно районов уральского и куроко типов. По повышенному
содержанию титана, приближаясь к уральским базальтам, данные ба-
зальты по своему составу в целом близки к континентальным базитам.
Они обладают широкой дисперсией содержаний породообразующих
окислов, особенно суммы щелочей, К20 и А12Оз (табл. 8.2).
Основу антидромного разреза калиевой субформации составляют
риолиты и риодациты. Они более резко, нежели риолиты натриевой
субформации, обеднены фемическими составляющими по сравнению
с кремнекислыми вулканитами контрастной формации колчеданонос-
ных зон уральского типа и последовательной формации зон типа куро-
ко. При этом по умеренному содержанию кремнезема они близки к
уральским риодацитам, а по низкому содержанию титана и несколько
повышенному глинозема — к риолитам куроко. Однако среднее со-
держание Na20 в них 3-3.5 раза ниже, а К20 в 4-6 раз выше, чем в
первых, и, соответственно в 2-2.5 раза ниже и в 2 раза выше, чем во
вторых. Это типичные образования калиево-натриевой серии. На фоне
широкой дисперсии содержаний породообразующих окислов в них от-
четливо проявляется пантеллеритовая тенденция — отсутствует поло-
жительная корреляция между содержанием щелочей и кремнезема. В
отличие от риолитов натриевой субформации риодациты еще более
резко обеднены известью по сравнению с риолитами колчеданоносных
формаций районов уральского и особенно куроко типов (табл. 8.2 и
рис. 8.6). На примере Зыряновского рудного района Алтая И. П. Пуга-
чевой показано, что эйфельские риолиты по отношению калия к руби-
дию (240-270) отличаются от базальтофильных риолитов Урала и
близки к породам сиалического происхождения — гранитоидам того
же Урала и к риолитам Охотско-Чукотского и Приаргунского краевых
вулкано-плутонических поясов.
В северо-западной части Рудного Алтая в пределах Змеиногорско-
го и Золотушинского рудных районов в центральных частях прогибов,
наложенных на континентальный фундамент микроконтинента, разрез
раннеостроводужной базальт-риолитовой кремнисто-терригенной фор-
мации венчается промежуточной по соотношению щелочей франской
базальт-риолитовой терригенной субформацией, перекрывающей здесь
охарактеризованную выше калиевую эйфельско-живетскую субформа-
цию (рис. 8.6). Разрез данной субформации нередко имеет трехчленное
строение, отражая эволюцию вулканизма по схеме кислый - основ-
ной - кислый. То есть, субформация состоит из контрастных по соста-
361


ву вулканитов. В ней отсутствуют породы с содержанием Si02 от 51 до
70%. Базальтоиды составляют до 1/4 объема. По петрохимическим
особенностям они близки к базальтам натриевой субформации, отли-
чаясь от них несколько повышенной глиноземистостью и изменением
соотношения щелочей в еще большую пользу натрия, т.е. еще большей
близостью к аналогичным породам натриевой серии колчеданоносных
зон уральского типа. Наибольшая дисперсия содержаний породообра-
зующих окислов характерна для того же Na20, а также для FeO и MgO
(табл. 8.2 и рис. 8.6).
Кремнекислые породы базальт-риолитовой терригенной субформа-
ции относятся к предельным риолитам, пересыщенным, как и натрие-
вые риолиты, кремнекислотой, обеднены титаном и глиноземом, а по
сравнению с риолитами калиевой субформации — магнием. Их общая
железистость несколько повышена. Риолиты данной субформации также
относятся к калиево-натриевой серии. Однако при сохранении высоких
содержаний калия в них увеличивается содержание натрия и происходит
таким образом увеличение общей щелочности до 7-8% (табл. 8.2,
рис. 8.6). По указанным параметрам эти породы отличаются от энсима-
тических островодужных риолитов контрастной формации металлоге-
нических зон уральского типа и сближаются с кремнекислыми вулкани-
тами краевых вулкано-плутонических поясов. Франские риолиты также
обладают широкой дисперсией содержаний породообразующих оки-
слов, особенно суммы щелочей, К20 и глинозема (рис. 8.6). Средние со-
держания рубидия в них составляет от 0.005 до 0.013%, а калиево-
рубидиевые отношения колеблются от 333 до 551, что характерно для
кислых магм корового происхождения [Овчинников и др., 1975].
Субвулканические и экструзивные фации риолитов промежуточ-
ной субформации представлены двумя группами пород. Наиболее об-
ширную группу составляют плотные фельзитовидные массивные и
флюидальные, иногда брекчиевого сложения риолиты, обедненные ле-
тучими (фтором, хлором). По петрохимическим особенностям они
практически не отличаются от риолитов покровной фации (рис. 8.6).
Ко второй группе пород относятся насыщенные летучими компонен-
тами крупновкрапленные риолиты, дациты и автомагматические брек-
чии кислого состава флюид-порфирового комплекса, впервые выде-
ленного на Алтае Г. Ф. Яковлевым и Е. Б. Яковлевой. Подобные вулка-
нические породы слагают небольшие участки ореолов развития вулка-
нитов охарактеризованных выше натриевой и калиевой субформаций,
но наибольшее распространение они получают, пожалуй, во франском
веке на завершающей стадии становления раннеостроводужной кон-
трастной формации. По химическому составу они также близки к «су-
хим» риолитам покровной и субвулканической фаций и отличаются от
362


них указанной выше газонасыщенностью, пониженным содержанием
натрия, соответственно повышенным содержанием калия и большей
степенью окисленности железа (табл. 8.2 и рис. 8.6).
Во всех трех субформациях базальт-риолитовой кремнисто-терри-
генной формации важная роль принадлежит осадочным и вулканоген-
но-осадочным породам, которые составляют от 20 до 80 % объемов ча-
стных разрезов.
Геохимические особенности базальтов и риолитов всех трех суб-
формаций и базальт-риолитовой формации в целом в последние годы
дополнительно были изучены на шести рудных полях. В этих исследо-
ваниях, кроме авторов раздела, принимали участие Ю. К. Кудрявцев,
В. С. Гладких и С. В. Филиппов. Изученные Орловское, Камышенское
и Верхубинское рудные поля представляют натриевую субформацию,
Корбалихинское — промежуточную и Змеиногорское и Черепанов-
ское— калиевую. Результаты выполненных исследований в кратком
виде сводятся к следующему.
От натриевой субформации к калиевой, как в базальтах, так и в
риолитах, происходит закономерное увеличение концентраций руби-
дия и уменьшение содержаний Sr.
В этом же направлении снижается отношение Sr87/Sr86, что под-
черкивает антидромный характер продуктивного вулканизма. Содер-
жание Сг и Ni в породах, особенно в базальтах, от Иртышской остров-
ной дуги (натриевой субформации) к краевому морю (калиевой
субформации) уменьшается, a Co/Ni увеличивается.
В породах всех трех субформаций легкие лантаноиды преобладают
над тяжелыми, что характерно для колчеданоносных вулканогенных
формаций, образовавшихся на существенно сиалическом фундаменте.
В меньшей степени это преобладание проявлено для пород натриевой
субформации. Нормированные кривые распределения РЗЭ содержат
ясно выраженный европиевый минимум (рис. 8.7).
В латеральном ряду натриевая —► промежуточная —► калиевая суб-
формации, фиксирующем на момент рудообразования направление па-
леоокеан - палеоконтинент происходит закономерное увеличение от-
ношений в породах La/Yb и содержаний Ей. Кларки концентраций по
трем основным рудогенным элементам — Pb, Zn и Си — в основном
отрицательные, отражающие вероятно, развитие процессов рециклин-
га при рудообразовании. Это подтверждают и данные по геохимиче-
ским ореолам.
Металлогеническая специализация геологических формаций, не-
редко являющаяся лишь следствием геохимической специализации, в
значительной степени определяет прогноз рудоносности.
363


150
!5(Н
Q.
?
О
X
со
I
о
10
5
1004
О.
СС
X
о
X
(О
9
О.
о
50
10
LA СЕ
SM EU
TB
YB LU
б
— 1
2 3 4 -ж- 5
LA CE
SM EU
TB
YB LU
Рис. 8.7. Нормированные по хондриту содержания РЗЭ в кислых вул-
канитах (а) и базальтах (б) рудоносной базальт-риолитовой формации
Рудного Алтая.
1 — вулканиты натриевой субформации, 2 — вулканиты калиево-натриевой суб-
формации, 3 — вулканиты калиевой субформации, 4 — кислые вулканиты (а) и андези-
ты (б) пихтовской свиты, 5 — базальты ларихинской свиты.
Соотношения геологических и рудных формаций и устойчивость
их геохимических* связей в различных геодинамических обстановках
различны. В направлении океан - континент (или палеоокеан - палео-
364
100


континент) эти связи ослабевают и видоизменяются от наиболее тес-
ных генетических через ослабленные парагенетические к более сла-
бым чисто структурным.
Наиболее тесные геохимические и генетические связи между гео-
логическими и рудными формациями фиксируются в пределах пере-
ходных областей от океанов к континентам, как современных, так и
древних. Эти связи выражаются прежде всего в металлогенической
зональности, являющейся следствием структурно-формационной, пет-
рологической и геохимической асимметрии.
Структурная асимметрия, как известно, выражается сменой в на-
правлении океан - континент следующих классов геодинамических
структур, слагаемых соответствующими структурно-формационными
комплексами:
Окраин-
Зоны ные моря Краевые
субдук- Системы (иногда с вулкано- Окраины
ции —► остров- —► остаточ- —> плутони- —» конти-
(Беньо- ных дуг ной ост- ческие нента
фа) ровной пояса
дугой)
Петрологическая асимметрия в этом направлении заключается в
известной смене натриевых толеитовых серий пород калиево-натри-
евыми известково-щелочными, а затем калиевыми щелочными. В ру-
доносных магматических формациях соответственно происходит сме-
на преимущественно базальтоидных пород андезитоидными и риоли-
тоидными, в них увеличивается доля калия и суммы щелочей, возрас-
тает отношение Sr/Sr86, отмечается закономерное увеличение соот-
ношений содержаний в породах La/Yb, содержаний Ей, а также Rb,
Се, La, Ва.
Геохимическая и металлогеническая асимметричная зональность в
этом направлении отражает возрастание кларков рудогенных элемен-
тов в породах мантии, гранулит-базальтовом и гранитно-метаморфи-
ческом слое земной коры, выражаясь в общем виде следующим рядом:
Cr-Fe-Cu-Au-Zn-Pb-Mo-U-Ag-W-Sn-TR.
При этом ряд фемичности элементов, выражающийся отношения-
ми их кларков в основных и кремнекислых породах, имеет вид: Со
(80), Ni (20), Сг (8), Си (5), Fe (4), Zn (2), Ва (1), Аи (0.9), Мо (0.9), Pb
(0.6), Sn (0.1) и т.д. Отклонения в металлогенической и «фемической»
зональности в переходных областях от океанов к континентам, оче-
видно, объясняются гетерогенным строением субстрата располагаю-
щихся здесь металлогенических провинций, в частности, неравномер-
ным распределением в них зон рассеянного спрединга, а также после-
365


дующими реювенационными, коллизионными и внутриплитными риф-
тогенными процессами рудогенеза и регенерации рудного вещества.
Разнообразие латеральных рядов геологических и рудных форма-
ций островодужно-окраинно-морских систем обусловлено различием
субстрата островных дуг на фронте окраинных бассейнов, степенью
раскрытия океанической коры и наличием или отсутствием краевых
вулкано-плутонических поясов в их тылу. Металлогеническая зональ-
ность островодужных систем отражает их принадлежность к энсима-
тическому или энсиалическому типам и полноту проявления вулкани-
ческих комплексов. Системы островных дуг обоих типов обычно
включают две дуги, разделенные междуговой зоной спрединга. Фрон-
тальные дуги содержат месторождения как ранних, так и поздних маг-
матических комплексов и поэтому наиболее продуктивны. Тыловые
(остаточные) дуги концентрируют месторождения лишь ранних ком-
плексов. Металлогеническая зональность в обоих случаях определяет-
ся латерально-вертикальной зональностью по отношению к оси меж-
дугового спрединга ранних базальтоидных (в энсиматических дугах),
андезитоидных и риолитоидных (в энсиалических дугах) островодуж-
ных комплексов, с которыми ассоциируют колчеданные соответствен-
но Cu-Zn, Pb-Cu-Zn и Cu-Pb-Zn-месторождения уральского, куроко и
рудно-алтайского типов [Филатов, Ширай, 1995].
Все месторождения медно-свинцово-цинковоколчеданной форма-
ции Рудно-Алтайской энсиалической островодужной зоны приурочены
к ареалам развития эйфельско-франской базальт-риолитовой кремни-
сто-терригенной формации и не выходят за ее пределы по латерали и
вертикали.
Калиево-натриевая специализация щелочей рудоносной контраст-
ной формации и ее существенно свинцовый профиль, очевидно, обу-
словлены континентальным типом субстрата и наложенным характе-
ром девонских прогибов.
Медно-свинцово-цинковоколчеданная формация представлена
тремя субформациями: свинцово-медно-цинковоколчеданной, медно-
свинцово-цинковоколчеданной и свинцово-цинковоколчеданной.
В пределах металлогенической зоны полиметаллически-колчедан-
ные объекты не просто ассоциируют с контрастностью эйфельско-
франской формации, а каждая субформация контрастной формации
характеризуется своим вариантом геохимической и металлогенической
специализации и корреспондируется с определенной субформацией
рудной формации.
К ареалам развития существенно натриевой (при SiO2<70%,
K20/Na20 = 0.4) субформации, обрамляющей блоки микроконтинента
со стороны палеоокеана (иртышская, березовская, ильинская и дру-
366


гие свиты) — приурочены обогащенные медью месторождения свин-
цово-медно-цинковоколчеданной субформации (Орловское, Николаев-
ское, Иртышское и др.). Существенно калиевая (при SiO2<70%,
K20/Na20 = 2.3) субформация остаточных поднятий — реликтов мик-
роконтинента (ревнюшинская, маслянская и другие свиты) специали-
зирована на обедненные медью рудные объекты свинцово-цинковокол-
чеданной субформации (Лениногорское, Зыряновское и др.). С проме-
жуточной по соотношению щелочей (при SiO2 = 70%, K20/Na20= 1.2)
субформацией наложенных прогибов (давыдовская, каменевская и
другие свиты) ассоциируют месторождения медно-свинцовоколчедан-
ной субформации (Корбалихинское, Золотушинское и др.). О генети-
ческом родстве процессов девонского вулканизма и полиметалличе-
ски-колчеданного оруденения свидетельствует также зависимость ми-
нерального состава руд месторождений от петрохимических особен-
ностей рудовмещающих вулканитов, в частности, от содержания в них
щелочных металлов, в частности калия. С увеличением калия в рудов-
мещающих породах практически прямо пропорционально увеличива-
ется отношение Pb/Cu в рудах за счет возрастания концентраций
свинца (рис. 8.8).
5г
4h
3h
КгО.мас.Уо
>3 6 31©7©9 в39
13
*&10
,16 *20
•17
.19
1
Pb/Cu
Рис. 8.8. Зависимость содержаний К20 в рудоконтролирующих вулка-
нитах и соотношений Pb и Си в рудах некоторых месторождений Рудного
Алтая.
367


Налицо четкая положительная корреляция концентраций Pb в ру-
дах и К в породах. Соотношения Pb, Zn и Си в рудах месторождений
всех трех рудных субформаций (существенно медной, медно-свинцо-
вой и существенно свинцовой) как бы наследуют соотношения клар-
ков концентраций этих элементов в породах вулканогенных субформа-
ций, особенно в рудовмещающих риолитах.
Четкая геохимическая специализация рудоносной геологической
формации и ее составляющих субформаций здесь подчеркивается ме-
таллогенической зональностью (рис. 8.9). При этом в тыловой Ленино-
горской дуге обособляются Pb-Zn-колчеданные месторождения, гене-
тически связанные с калиево-натриевым кремнекислым вулканизмом
эйфельского возраста (калиевая субформация). Заложение зоны спре-
динга произошло в эйфеле-раннем живете. Во фронтальной, длитель-
но развивавшейся Иртышской дуге в связи с эйфельско-живетским то-
леито-базальтовым и известково-щелочным малокалиевым кремнекис-
лым вулканизмом (натриевая субформация) присутствуют медно-цин-
tTZb ЕЗЗ» ЁЦ4 E72Ds EZD. И
ЕЕЕЬ EZU11 r^~ll2 |-W*-|13 ИЗ14 l / I* V lie |^|17 |Pb(Zn)h8
Рис. 8.9. Металлогеническая зональность в палеоструктурах энсиали-
ческих островных дуг на примере Рудного Алтая.
7 — гранулито-базитовый слой; 2 — гранитно-метаморфический слой; 3 — позд-
непротерозойско-раннепалеозойская карбонатно-терригенная формация чехла микро-
континента; 4-7 — раннеостроводужная эйфельско-франская базальт-риолитовая крем-
нисто-терригенная формация: 4 — кремнисто-карбонатно-терригенные отложения, 5 —
риолиты, б — базальты, 7 — кремнисто-терригенные отложения; 8 — позднеострово-
дужная фран-фаменская андезит-дацитовая формация; 9 — девонско-каменноугольные
формации континентального склона микроконтинента; 10 — уровень девонского моря;
77 — формации краевого вулканического пояса; 12 — проявления субаэрального вулка-
низма; 13 — рассеянный спрединг; 14 — тектонические швы; 75 — направление суб-
дукции; 16 — тектонические границы; 77 — рудные районы и поля; 18 — металлоге-
ническая специализация рудных районов и полей основная и сквозная (в скобках).
368


ковые колчеданные руды. Рудообразование во фронтальной дуге за-
вершилось становлением фран-фаменских натриевых андезитоидных
вулкано-плутонических ассоциаций и Au-порфировых руд. Скорость
междугового спрединга, очевидно, уменьшалась с юго-востока на се-
веро-запад, и в Змеиногорском рудном районе известно сочетание раз-
новозрастных существенно колчеданных руд. Несмотря на большой
объем кремнекислых вулканитов, геохимические характеристики маг-
матических пород Рудного Алтая являются промежуточными между
вулканитами зеленых туфов Японии и современных вулканитов Ку-
рильской дуги (87Sr/86Sr 0.07050-0.7070).
Рассмотренные геохимические характеристики рудоносной геоло-
гической формации и ее составляющих субформаций здесь учитыва-
ются при количественной оценке прогнозных ресурсов.
Для количественной оценки прогнозных ресурсов весьма эффек-
тивным оказался метод аналогии в варианте определения продуктив-
ности базальт-риолитовой формации в пределах крупных структурно-
формационных блоков — рудных районов (категория Рз), ее отдельных
субформаций в пределах локальных вулканических структур — руд-
ных полей (категория Р2) и фаций в отрицательных элементах этих
структур месторождений (категория Pi). Рекомендуется следующая по-
следовательность количественной оценки ресурсов указанных катего-
рий: 1) выбор эталонных объектов с разведанными запасами руд и ме-
таллов, имеющих отчетливые геологические границы; 2) определение
площади развития рудоносной формации, субформации, фации; 3) вы-
числение площадной ее продуктивности; 4) определение площади раз-
вития потенциальной рудоносной формации, субформации, фации,
«вложенной» в соответствующую структуру, отвечающую потенци-
альному рудному району, полю или месторождению; 5) распростране-
ние площадной продуктивности эталонного объекта на объект оценки.
Статистические данные по Рудно-Алтайской металлогенической
зоне свидетельствуют о том, что площадная продуктивность контраст-
ной формации в пределах эталонных рудных районов, необходимая
для оценки прогнозных ресурсов категории Рз, колеблется от 3 до
20 тыс. т металла на 1 км2.
Для Змеиногорского рудного района она составляет 4 900, для Зо-
лотушинского 5 600, для Прииртышского — 6 500 т/км2.
Площадная продуктивность отдельных субформаций в пределах
рудных полей (для оценки прогнозных ресурсов категории Р2) составля-
ет от 30 до 150 тыс. т/км2. Так, для калиевой и промежуточной субфор-
маций соответственно Змеиногорского и Корбалихинского рудных по-
лей она составляет 40 тыс. т/км2, а для натриевой субформации Никола-
евского и Орловского рудных полей соответственно 100 и 150 тыс. т/км2.
24 — Металлогения
369


Площадная продуктивность тонкообломочных нередко кремни-
стых фаций в пределах эталонных месторождений (для оценки про-
гнозных ресурсов категории Р,) колеблется от 300 тыс. до 2 млн т ме-
талла на 1 км . Таким образом, коэффициент перевода ресурсов низких
категорий в высшие приблизительно равен 10. То есть прогнозные ре-
сурсы разных категорий отличаются на порядок.
Таким образом, медно-свинцово-цинковоколчеданная формация
Рудного Алтая представлена тремя субформациями: свинцово-медно-
цинковоколчеданной, медно-свинцово-цинковоколчеданной и свинцо-
во-цинковоколчеданной. Свинцово-медно-цинковоколчеданная суб-
формация объединяет месторождения медноколчеданного и колчедан-
но-полиметаллического минеральных типов, по Д. И. Горжевскому, в
рудах которых медь в количественном отношении, как правило, всегда
преобладает над свинцом. Медно-свинцово-цинковоколчеданная суб-
формация с приблизительно равными содержаниями свинца и меди в
рудах, определяющая металлогенический облик рудной формации в
целом, в основном отвечает «переходному» минеральному типу. Свин-
цово-цинковоколчеданная субформация включает барит-полиметалли-
ческий и собственно полиметаллический полиминеральные типы ме-
сторождений, также в свое время выделенные Д. И. Горжевским.
В пределах Рудно-Алтайской металлогенической зоны рудные объ-
екты медно-свинцово-цинковоколчеданной формации, как отмечалось
выше, не просто ассоциируют с контрастной эйфельско-франской
формацией, а каждая субформация контрастной формации характери-
зуется своим металлогеническим профилем и соотносится с опреде-
ленной субформацией рудной формации.
Рассмотренное выше соответствие определенных вулканогенных и
рудных субформаций проявляется как в пределах металлогенической
зоны в целом, так и в ее отдельных рудных районах. Такое соответст-
вие было подмечено автором и его коллегами в Змеиногорском районе.
Из трех субформаций контрастной формации здесь не получила
развития первая, натриевая. К ореолам развития второй, эйфельско-жи-
ветской (существенно риолит-дацитовой относительно слабодиффе-
ренцированной) субформации приурочены небольшие по масштабам
барит-полиметаллические и полиметаллические месторождения свин-
цово-цинковоколчеданной субформации. С франской базальт-риолито-
вой терригенной субформацией связаны более крупные месторожде-
ния медно-свинцово-цинковоколчеданной субформации (рис. 8.10).
Таким образом, эйфельско-франская базальт-риолитовая кремни-
сто-терригенная формация является на Рудном Алтае единственной
продуктивной на промышленные руды геологической формацией. Не-
промышленные рудные объекты пропилитовые (пропилитово-медной)
370


Рис. 8.10. Формационная схема Змеиногорского рудного района.
1-7 — геологические формации: 1 — фаменская флишоидная, 2 — позднедевон-
ская гипабиссальных и субвулканических гранитоидов, 3 — позднедевонская габбро-
диабазовая; 4-6 — эйфельско-франская базальт-риолит-кремнисто-терригенная, суб-
формации: 4 — франская базальт-риолит-терригенная, 5, 6 — эйфельско-живетская ба-
зальтсодержащая риолит-кремнисто-карбонатно-терригенная, ассоциации (5 — база-
льтсодержащая кремнисто-карбонатно-терригенная, 6 — риолит-карбонатно-терриген-
ная), 7 — раннепалеозойская карбонатно-терригенная; 8-10 — рудные субформации и
минеральные типы: 8 — медно-свинцово-цинковоколчеданная, свинцово-цинковокол-
чеданная, 9 — свинцово-цинковоколчеданный, 10 — барит-свинцово-цинковокол-
чеданный; И — разрывы.
и свинцово-цинковой (жильной) формаций ассоциируют соответст-
венно с габбро-диабазовой и гранитоидной формациями. Причем и
кварцево-серицитовые метасоматиты промышленной рудной форма-
ции и околорудные пропилиты испытывают термальное метаморфи-
зующее воздействие позднедевонских гранитоидов и вместе с ними
встречаются в гальке базальных конгломератов флишоидной (песчани-
ково-алевролитовой телепирокластической) формации фамена. Пос-
кольку габбро-диабазовая и гранитоидная формации входят вместе с
контрастной в единую вулкано-плутоническую ассоциацию, то пропи-
литовые и кварцево-жильные рудопроявления, иногда пространствен-
371


но совмещенные, в благоприятной формационной обстановке могут
являться индикаторами более древнего полиметаллически-колчедан-
ного оруденения.
На Рудном Алтае, как и в других полиметаллически-колчеданных
островодужных зонах, стратиграфический контроль оруденения про-
явлен достаточно четко. Он обусловлен стратиграфическим положени-
ем продуктивной вулканогенной формации и субформаций. Все место-
рождения медно-свинцово-цинковоколчеданной формации сосредото-
чены в отложениях среднего и верхнего девона и не выходят за преде-
лы эйфельско-живетско-франского разреза стратифицированных толщ.
Мелкие проявления пропилитово-медной, медно-свинцово-цинковой
(жильной) и свинцово-цинковой (жильной) рудных формаций являют-
ся «космополитами» и встречаются в разнообразных комплексах, на-
чиная с метаморфических толщ нижнего палеозоя и кончая (для свин-
цово-цинковой жильной формации) гранитоидами средне-позднека-
менноугольного возраста. Лишь граниты пермского калбинского ком-
плекса практически стерильны в отношении полиметаллической ми-
нерализации, и с ними связано редкометалльное оруденение. В разрезе
девона медно-свинцовоколчеданные месторождения распределены не-
равномерно.
Сопоставление стратиграфического положения месторождений по
отдельным рудным районам позволяет выделить в них рудоносные
стратиграфические интервалы.
На основе уточнения стратиграфии средне-верхнедевонских отло-
жений Змеиногорского района, находящегося в северо-западной части
Рудно-Алтайской зоны, которое было выполнено в процессе деталь-
ных прогнозно-металлогенических исследований ЦНИГРИ, ИМГРЭ,
Рудно-Алтайской и Александровской экспедиций, здесь установлена
приуроченность большей части медно-свинцовоколчеданных место-
рождений к отложениям живетского и франского ярусов, а не к верх-
нему Эйфелю, как считалось ранее. Было выяснено, что наиболее ру-
доносными являются франские осадочно-вулканогенные отложения
давыдовской свиты. В них сосредоточено около 40 % известных запа-
сов металлов. Второе место по рудоносности (около 30 % запасов ме-
таллов) было отдано верхнеживетским вулканогенно-карбонатно-тер-
ригенным отложениям шипуновской свиты. 15 % существующих запа-
сов металлов было подсчитано в верхнеэйфельско-нижнеживетских
вулканогенных образованиях и 13% в верхнеэйфельских вулканоген-
но-осадочных отложениях березовской свиты.
Анализ стратиграфического положения месторождений различных
субформаций, выполненный автором совместно с В. И. Сереткиным и
В. В. Кузнецовым,- показывает, что наиболее крупные в районе место-
372


рождения медно-свинцово-цинковоколчеданной субформации залега-
ют в осадочно-вулканогенных отложениях давыдовской свиты, а свин-
цово-цинковоколчеданные тяготеют к двум стратиграфическим интер-
валам — к вулканогенным образованиям верхнего эйфеля-нижнего
живета в зоне контакта с отложениями шипуновской свиты и к туфо-
генно-терригенной толще верхней подсвиты шипуновской свиты. Ба-
рит-свинцово-цинковоколчеданные месторождения располагаются
преимущественно среди отложений нижней подсвиты шипуновской
свиты. С учетом формационной принадлежности полиметаллических
колчеданных месторождений и их распределения в разрезе девона вы-
деляются следующие рудоносные стратиграфические интервалы:
1) Стрижковский верхнеэйфельски-нижнеживетский свинцово-цин-
ковоколчеданный (месторождения Стрижковское, Среднее и др.);
2) Змеиногорский верхнеживетский нижний (барит)-свинцово-цинко-
воколчеданный (месторождения Змеиногорское, Зареченское, Петров-
ское и др.); 3) Майский верхнеживетский верхний свинцово-цинково-
колчеданный (месторождения Майское, Семеновское, Комиссаровское
и др.); 4) Корбалихинский франский медно-свинцово-цинковоколче-
данный (месторождения Корбалихинское, Лазурное и др.).
Таким образом, в Змеиногорском районе рудоносность толщ уве-
личивается снизу вверх на фоне изменения вулканогенного девонского
разреза и соответственно состава руд, и достигает максимума в отло-
жениях франского яруса. В вышележащих толщах фамена и нижнего
карбона в этом районе, как и в других районах Рудного Алтая, полиме-
таллически-колчеданное оруденение неизвестно. В соседнем Золоту-
шинском районе оруденение в стратиграфическом разрезе распределе-
но в иной закономерности. Здесь наиболее рудоносными являются
верхнеэйфельские вулканогенно-осадочные отложения березовской
свиты, в верхней части разреза которых сосредоточены почти все из-
вестные здесь промышленные запасы полиметаллически-колчеданных
РУД (~ 90 %). Приблизительно 1 % запасов сконцентрирован в вулкано-
генных верхнеэйфельско-нижнеживетских отложениях таловской сви-
ты и 10% запасов находится во франских вулканогенных отложениях
каменевской свиты.
В перекрывающих породы каменевской свиты толщах франа (сне-
гиревская свита), фамена (пихтовская свита) и карбона полиметалли-
чески-колчеданное оруденение отсутствует.
Сопоставление стратиграфического положения полиметаллически-
колчеданных месторождений по отдельным районам позволяет выде-
лить общие для Рудного Алтая рудоносные стратиграфические интер-
валы. Всего в девонском разрезе выделяется шесть таких интервалов
(снизу вверх по разрезу): 1) нижнеэйфельский; 2) верхнеэйфельский;
373


3) верхнеэйфельский-нижнеживетский; 4) верхнеживетский; 5) ниж-
нефранский; 6) верхнефранский. Если первые три уровня наиболее ру-
доносны в юго-восточной части Рудного Алтая, то последние три наи-
более продуктивны в его северной части, в Змеиногорском и Рубцов-
ском рудных районах.
Такое латеральное соотношение рудоносных интервалов, вероятно,
связано с указанной выше миграцией процессов девонского вулканиз-
ма во времени и пространстве с юго-востока на северо-запад.
Литолого-фациальный контроль размещения полиметаллически-
колчеданного оруденения в пределах эйфельско-франского разреза
стратифицированных толщ заключается прежде всего в корреляции
между минеральными типами руд или формационными разновидно-
стями месторождений и фациями девонских вулканитов. Медно-цинко-
воколчеданные месторождения (Николаевское и др.) тяготеют к жер-
ловым-прижерловым фациальным зонам; многочисленные медно-
свинцово-цинковоколчеданные месторождения располагаются среди
осадочных и вулканогенных образований промежуточных зон; боль-
шинство свинцово-цинковоколчеданных и барит-свинцово-цинково-
колчеданных месторождений приурочено к кремнисто-туфогенным
осадкам, свидетельствующим о затухании активного вулканизма.
Промежуточные и удаленные фации девонских вулканических со-
оружений, вмещающие главную массу руд, представлены пластами
тонкого чередования туфогенных алевролитов, аргиллитов, кремнис-
тых туффитов, туфов и туфопесчаников. При этом особенно благопри-
ятны для локализации оруденения кремнистые (фтанитовые) фации
(кремнистые туффиты, туфоалевролиты и др.).
Для локализации полиметаллически-колчеданного оруденения не-
редко благоприятны фациально контрастные участки разреза вулкано-
генно-осадочных отложений, в которых отмечается сложное чередова-
ние пород различного состава и происхождения — туфов липаритовых
и липарит-дацитовых порфиров, туфопесчаников, аргиллитов, алевро-
литов, кремнистых туффитов, туфов и лав андезито-базальтовых пор-
фиритов. При этом мощности чередующихся пластов обычно не пре-
вышают первых десятков метров.
В порядке убывания размеров запасов, отражающих потенциаль-
ную рудоносность, в Змеиногорском районе выделяется пять типов
разреза девонских отложений; 1) аргиллиты, алевролиты, туфопесча-
ники с прослоями вулканитов кислого и основного состава; 2) аргил-
литы, алевролиты, кремнистые туффиты с прослоями вулканитов кис-
лого состава; 3) аргиллиты, алевролиты, кремнистые туффиты; 4) вул-
каниты среднего и основного состава; 5) вулканиты кислого состава.
Первый тип разреза характерен для отложений Корбалихинского рудо-
374


носного стратиграфического интервала. Второй и третий типы прису-
щи отложениям Майского, Змеиногорского и в меньшей степени
Стрижковских рудоносных интервалов. Четвертый тип разреза встре-
чается преимущественно среди отложений Корбалихинекого интерва-
ла. Пятый тип характерен как для Стрижковского, так и для Корбали-
хинского стратиграфических интервалов. Особенно благоприятное ру-
долокализующее значение как здесь, так и в других районах Рудного
Алтая имеют зоны контакта существенно вулканогенных и существен-
но осадочных толщ.
Локальные геологические структуры определяют размещение руд-
ных полей в пределах районов металлогенической зоны, месторожде-
ний и отдельных залежей в пределах рудных полей.
Остаточные поднятия и наложенные прогибы, являющиеся в пре-
делах Рудно-Алтайской зоны вулкано-тектоническими структурами
первого порядка, осложнены локальными структурами — конседимен-
тационными терригенно-вулканогенными прогибами и поднятиями
второго порядка. Черты конседиментационного происхождения дан-
ных структур проявляются в огрублении фаций и уменьшении мощно-
стей девонских отложений в краевых частях прогибов по сравнению с
их центральными частями и в обратных соотношениях мощностей в
поднятиях. В прогибах нередко преобладают пологие углы падения
пород, которые увеличиваются лишь вблизи разрывных нарушений,
выявляя элементы приразломной складчатости. Поднятия, как прави-
ло, приурочиваются к выступам додевонского фундамента, являясь
структурами облекания. Конседиментационная природа локальных
прогибов и поднятий также подчеркивается их соотношениями с де-
вонскими вулканическими сооружениями.
Палеовулканические сооружения, участвующие в строении локаль-
ных прогибов и поднятий или полностью их слагающие, представлены
пятью главными разновидностями. Это стратовулканы, крупные экс-
трузивные купола, преобразованные в биклинальные вулканические
депрессии, краевые вулкано-тектонические депрессии, мелкие экстру-
зивные купола и моногенные постройки трещинного типа.
В пределах эродированных участков поднятий встречаются также
корни построек, выраженные, как это было впервые подмечено
Г. Ф. Яковлевым, некками и сближенными субвулканическими телами.
Старотовулканы на Рудном Алтае относятся к наиболее сложным
вулканическим структурам, сложенным разноочаговыми продуктами
вулканизма. В них сочетаются разномасштабные экструзивные купола
лав и лавобрекчий кислого состава, локальные вулканические впади-
ны, выполненные кремнистыми туфоалевролитами, туффитами и ту-
фами кислого и реже смешанного состава, и моногенные трещинные
375


постройки, образованные шлаковидными лавами и лавобрекчиями ос-
новного состава.
Более благоприятные условия для аккумуляции и консервации вул-
канитов жерловых и промежуточных фациальных зон, очевидно, соз-
даются в локальных прогибах. Самые крупные (до 7-10 км в попереч-
нике) сооружения иногда целиком занимают ядра прогибов. Страто-
вулканы сложены вулканическими породами двух субформаций: эй-
фельско-живетской базальтсодержащей риолитовой кремнисто-карбо-
натно-терригенной и франской базальт-риолитовой терригенной. От-
меченная выше миграция девонского вулканизма во времени и про-
странстве привела к тому, что в юго-восточной части Рудно-Алтайской
зоны стратовулканы образованы вулканитами существенно риолитовой
эйфельско-живетской субформации, а в северо-западной — породами
франской субформации.
Примером франских стратовулканов является закартированный ав-
тором совместно с И. П. Пугачевой и другими геологами Корбалихин-
ский стратовулкан. Стратовулкан выполняет ядро Змеиногорского про-
гиба, являющегося структурой второго порядка по отношению к Быст-
рушинскому прогибу, на участке флексурообразного изгиба девонских
толщ и изменения их простирания с северо-западного на субширотное.
В целом же прогиб прослеживается на расстояние около 20 км. Его
центральная часть сложена франскими отложениями давыдовской сви-
ты, борта — породами верхнего живета шипуновской свиты и более
древними образованиями. Ширина прогиба достигает 5-6 км. Корба-
лихинский стратовулкан определяет локализацию одноименного руд-
ного поля и месторождения являющегося, типичным рудным объектом
Рудного Алтая (рис. 8.11).
Корбалихинское колчеданно-полиметаллическое месторождение на-
ходится в Змеиногорском рудном районе, располагающемся на северо-
западном сочленении Алейской и Змеиногорско-Быструшинской подзон
Рудно-Алтайской зоны. Рудный район сложен фациально невыдержан-
ными вулканогенно-осадочными толщами базальт-риолитовой кремни-
сто-терригенной формации среднего-позднего девона, которые транс-
грессивно перекрывают метаморфизованные существенно терригенные
отложения нижнего палеозоя. Стратифицированные образования пере-
секаются габбро-диабазами и гранитоидами позднедевонского возраста.
Месторождение располагается в центральной части Быструшин-
ского прогиба, наложенного на микроконтинент, и приурочено к упо-
мянутому выше Змеиногорскому конседиментационному прогибу вто-
рого порядка. Практически объем прогиба занимает сложнопостроен-
ное девонское вулканическое сооружение, названное выше Корбали-
хинским стратовулканом (рис. 8.12).
376


Рис. 8.11. Схема геологического строения центральных частей Корба-
лихинского рудного поля.
1-8 — породы раннефранского возраста: 1 — верхняя подсвита: лавы и лавобрек-
чий; 2, 3 — средняя подсвита (2 — углистые алевролиты, 3 — лавы и лавобрекчий ос-
новного состава), 4-7 — нижняя подсвита (4 — алевролиты, 5 — туфопесчаники, б —
туффиты, 7 — туфы кислого состава), 8 — лавобрекчий (а) и лавы (б); 9 — живетская
шипуновская свита — алевролиты; 10 — раннефранские автомагматические брекчии
кислого состава (жерловая фация); 11 — раннефранские риолиты (ранний субвулкани-
ческий комплекс); 12 — позднедевонские габбро, габбро-диабазы; 13 — проекция мед-
но-свинцово-цинковоколчеданных руд на поверхность; 14 — разрывные нарушения.
Сооружение образовано нижнефранскими вулканогенными отло-
жениями давыдовской свиты и подстилается верхнеживетскими терри-
генными породами шипуновской свиты. Его верхнеживетский фунда-
377


Рис. 8.12. Схема строения Корбалихинской вулканической постройки
франского возраста.
Верхний этаж: У — экструзивно-жерловая фация — лавы (а), лавобрекчии (б) ки-
слого состава; 2,3 — средний этаж: 2 — лавы (а) и лавобрекчии (б) основного состава,
3 — углистые алевролиты; 4-7 — нижний этаж: 4 — экструзивно-жерловая фация —
лавы (а) и лавобрекчии (б), 5 — туфы (а) и туффиты (б) мелко- и среднеобломочные ки-
слого состава, 6 — туфопесчаники (а) и алевролиты (б), 7 — кремнистые туффиты (а) и
гидротермально-осадочные колчеданно-полиметаллические руды (б); 8 — рудокласты;
9 — основание вулканической постройки, сложенное осадочными породами живета.
мент имеет форму вогнутой поверхности с углами падения крыльев
25-45°, очевидно, обусловленную просадкой цоколя при подъеме вул-
канических масс.
Стадии развития сооружения соответствуют трем вулканогенным
подсвитам, нижней — кремнекислой, средней — основной и верх-
ней — также кремнекислой, на которые по литолого-петрографичес-
кому составу пород и положению их в разрезе расчленяется Давыдов-
ская свита.
Нижний этаж сооружения (нижняя подсвита, нижняя пачка) пред-
ставляет собой экструзивный купол размером 1.5-2 км в поперечнике
и высотой около 150 м. Центральная часть купола сложена тонкоф-
люидальными риолитами с мелкими (1-2 мм) редкими (5-7%) вкрап-
ленниками кварца и плагиоклаза. Верхняя и краевая части образованы
лавобрекчиями, состоящими из обломков тех же лав. К северо-запад-
ному флангу месторождения лавы и лавобрекчии фациально замеща-
ются средне-крупнообломочными литокристаллическими туфами ки-
слого состава. Купол перекрывается верхней вулканогенно-осадочной
рудовмещающей пачкой мощностью от первых до 100 м, выполняю-
378


щей локальную вулканическую впадину на северном его склоне. Пачка
состоит из часто переслаивающихся туфогенных алевролитов, туффи-
тов, мелкообломочных лито-кристаллических туфов, туфопесчаников
и туфогравелитов также кислого состава. Характерно наличие просло-
ев (10-15 м) тонкополосчатых кремнистых туффитов и кремней со
спикулами губок.
Средний этаж (средняя подсвита давыдовской свиты) образован
потоками лав и лавобрекчий основного состава мощностью 70-250 м.
Лавы основного состава миндалекаменные (до 80% миндалин), шла-
ковидные, с редкими мелкими длиннопризматическими вкрапленни-
ками полевого шпата, часто альбитизированного. Основная масса мик-
ролитовой, пилотакситовой и спилитовой структуры состоит из тонких
лейст альбита, промежутки между которыми выполнены разложенным
хлоритизированным стеклом и рудным минералом (титаномагнети-
том). Акцессорные минералы представлены апатитом, сфеном, цирко-
ном. По химическому составу лавы занимают промежуточное положе-
ние между океаническими и континентальными толеитами, отличаясь
от тех и других несколько пониженным содержанием титана и каль-
ция. Характерно резкое колебание содержания натрия и увеличение
его в отдельных разностях до 11%, что приближает их к спилитам.
Среди химических компонентов значительно изменяется содержание
оксидов железа, что по-видимому, связано с разной окисленностью по-
токов. Корреляционные связи слабые и отражают незначительную
дифференциацию родоначальных расплавов.
Верхний этаж сооружения представлен отложениями верхней под-
свиты, к которой отнесены лавы и лавобрекчий кислого состава. Он
представляет собой экструзивный купол, выделенный впервые
А. Ф. Фоминых и Т. Г. Колдаевой как Россыпушинская вулканическая
постройка. Купол вытянут в северо-западном направлении на 2.5-3 км.
Центральная часть сложена тонкофлюидальными афировыми риоли-
тами с мелкими (0.01 мм) идиоморфными призматическими вкраплен-
никами плагиоклаза и реже кварца, иногда оскольчатой формы. Основ-
ная масса фельзитовой, реже микросферолитовой и микроплойчатой
структуры.
Формирование кремнекислых вулканических ритмов завершалось
становлением субвулканических тел риолитов.
Девонское вулканическое сооружение осложнено приразломными
складками и флексурами. В пределах месторождения стратифициро-
ванные толщи меняют свое простирание с северо-западного на субши-
ротное.
Метасоматиты карбонатно-хлоритового типа, сопровождающие
большинство рудных тел, достигают мощности в десятки метров, рас-
379


полагаясь в лежачем боку колчеданно-полиметаллических залежей. В
околорудных породах содержание хлорита достигает 10-60%. Наибо-
лее часто он присутствует в туфогенных алевролитах, аргиллитах, пес-
чаниках, реже встречается в мелкообломочных туфах, лавах и лавоб-
рекчиях. Как правило, в тесном парагенезисе с хлоритом отмечаются
хорошо ограненный кубический пирит, рутил и апатит, при отложении
хлорита в породах кислого состава в парагенезисе появляется кварц.
Метасоматиты тальк-карбонатного состава накладываются на продук-
тивные рудные ассоциации, являясь послерудными образованиями.
На месторождении известно несколько пластовых рудных тел.
Рудные тела вместе с вмещающими породами падают на северо-восток
под углами от 60 до 20°. От центрального участка рудные тела склоня-
ются к западному флангу. Они залегают в пачке тонкочередующихся
вулканогенных и осадочных пород нижней подсвиты давыдовской
свиты, перемежаясь с алевролитами и туфопесчаниками. Такое поло-
жение оруденения прослеживается на многие сотни метров как по па-
дению, так и по простиранию продуктивной пачки.
Рудные тела, по данным В. В. Кузнецова, сложены образованиями
трех минеральных ассоциаций.
Первая, галенит-сфалерит-пиритовая ассоциация, сформирована
при просачивании гидротермальных растворов на морское дно. Для
нее характерны мозаичные, колломорфные образования — почки,
оолиты, сферолиты, часто концентрически-зонального строения, или
фрамбоиды. Минералы данной ассоциации не только входят в состав
рудных тел, но и встречаются в виде вкрапленности, отдельных гнезд
и маломощных прослоев в графитосодержащих алевролитах. Руды,
сложенные минералами данной ассоциации, характеризуются горизон-
тально-слоистой, ритмично-слоистой, массивной и брекчиевой тексту-
рами.
Вторая, галенит-пирит-халькопирит-сфалеритовая ассоциация, об-
разованная гидротермально-метасоматическим способом, фиксирует
зону подводящего канала и представлена сульфидами в виде гнезд и
прожилков, наложенных на пластовые гидротермально-осадочные ру-
ды. Для минералов данной ассоциации характерны гипидиоморфная
структура, коррозионные соотношения с сульфидами пластовых тел и
породообразующими минералами. Текстуры руд — прожилковые,
прожилково-вкрапленные, брекчиевидные, графические, структуры —
метакристаллические, разъедания и др.
Третья, халькопирит-пиритовая ассоциация, в составе которой
также присутствуют галенит и сфалерит, образовалась в результате
частичной регенерации руд, сложенных минералами первой и второй
ассоциаций, под воздействием позднедевонских гранитоидов, в усло-
380


виях мусковит-роговиковой фации контактового метаморфизма. Пи-
рит-халькопиритовые прожилки пересекают рудные залежи, занимают
секущее положение по отношению к слоистости рудоносных нижне-
франских отложений и наложены не только на нижнефранскую толщу,
но и на автомагматические брекчии риолитов и габбро-диабазы позд-
нефранского возраста. Промышленного значения данная ассоциация
не имеет.
На месторождении отчетливо проявлена минералого-геохимичес-
кая и текстурно-структурная зональность по мощности и восстанию
рудных тел, выраженная в смене от висячего бока к лежачему и по па-
дению свинцово-цинковых и барит-свинцово-цинковых руд колчедан-
но-полиметаллическими и медно-колчеданными. Причем для цен-
тральных частей и зон выклинивания рудных тел характерны глобу-
лярные, колломорфные и фрамбоидальные структуры, которые со сто-
роны висячего бока сменяются зернистыми агрегатами.
Изученные Н. М. Заири, В. В. Кузнецовым, Е. И. Филатовым и
Н. В. Гуриной особенности вариаций изотопного состава серы в суль-
фидных рудах месторождения свидетельствуют о ведущей роли гидро-
термально-осадочного процесса в накоплении колчеданно-полиметал-
лической минерализации.
В целом на месторождении выделяются три генетических типа
руд: гидротермально-осадочный, гидротермально-метасоматический и
регенерированный. Тесная генетическая связь первичного отложения
сульфидного вещества с накоплением отложений базальт-риолитовой
кремнисто-терригенной формации подчеркивается чередованием по-
лосок сульфидов разной морфологии с маломощными слойками ар-
гиллитов, туфоалевролитов, песчаников, туфопесчаников, а также на-
личием тонких прослоев, почек и фрамбоидов пирита в углистых
алевролитах. Типоморфные особенности сульфидов, неповторяющаяся
скрытая минеральная зональность распределения никель-кобальтового
отношения, асимметричная рудная зональность, отсутствие метасома-
тических преобразований около этих руд — факторы, доказывающие
образование руд первого этапа. Гидротермально-метасоматические ру-
ды накладываются на раннюю ассоциацию, цементируют их или сла-
гают изолированные рудные тела или части рудных тел. Эти руды,
очевидно, связаны с завершающими этапами вулканической деятель-
ности, выраженными образованием субвулканических тел флюид-
порфирового комплекса. О связи колчеданно-полиметаллических руд с
продуктами девонского вулканизма свидетельствуют находки облом-
ков пиритовых руд с галенитом и сфалеритом в перекрывающих ру-
довмещающую толщу туфах, лавах, лавобрекчиях основного состава
средней подсвиты Давыдовской свиты.
381


Таким образом, Корбалихинское колчеданно-полиметаллическое
месторождение тесно связано с накоплением и преобразованием вул-
каногенно-осадочной толщи базальт-риолитовой кремнисто-терриген-
ной формации среднего-позднего девона. В первую стадию развития
франского вулканизма, после излияния лав кислого состава и форми-
рования экструзивного купола, снижение активности вулканической
деятельности сопровождалось накоплением в локальной впадине на
склоне купола кремнисто-туфогенно-осадочных пород и формирова-
нием гидротермально-метасоматических галенит-сфалерит-пиритовых
руд. Следующая стадия развития вулканизма знаменовалась разруше-
нием колчеданно-полиметаллических руд, излиянием на фоне даль-
нейшего прогибания дна впадины газонасыщенных лав основного и
кислого состава.
Внедрение гранитоидов, происшедшее после формирования про-
дуктивной вулканогенной формации, способствовало развитию про-
цессов контактового метаморфизма в околорудных породах и колче-
данно-полиметаллических рудах, а также частичному весьма локаль-
ному переотложению руд с образованием пирит-халькопиритовых
прожилков.
КОЛЧЕДАННЫЕ МЕСТОРОЖДЕНИЯ ПОЗДНЕЮРСКОЙ
УЯНДИНО-ЯСАЧНЕНСКОЙ ОСТРОВНОЙ ДУГИ
КОЛЫМО-ОМОЛОНСКОГО СУПЕРТЕРРЕЙНА
В позднеюрской Уяндино-Ясачненской зрелой островной дуге Се-
веро-Востока России к наиболее крупным объектам колчеданно-поли-
металлической формации принадлежит месторождение Хотойдох. Оно
расположено в осевой зоне северо-западного (Тас-Хаяхтахского) сег-
мента рассматриваемой дуги и локализовано в прибортовой части Ум-
бинского, по А. А. Сурнину [1990], грабена (рис. 8.13). Характеристика
этого месторождения здесь дана в основном по публикации Данилова
и др. [1990].
Фундамент Уяндино-Ясачненской островной дуги представлен
шельфовыми карбонатными толщами раннедевонского возраста, сла-
гающими верхнюю часть Тас-Хаяхтахского континентального блока
или шельфового террейна Колымо-Омолонского супертеррейна [Пар-
фенов и др., 1993]. В нижней части островодужного разреза широко
распространены конгломераты, песчаники и алевролиты бат-келловей-
ской джабульдингинской свиты видимой мощностью 115-150 м. Выше
залегают оксфорд-раннекиммериджские базальты, андезито-базальты
и их туфы мукдуканской и эмтанджинской свит суммарной мощно-
стью 600-700 м. Разрез завершается позднекиммериджскими-волжски-
ми кремнекислыми туфами и эффузивными риолитами с отдельными
382


ОЩ2 [ЕЗз 04ЕП35
EZ]6 Щ1 [Ж]в 09 0о
Г^Ти G32EZJ»]13
Рис. 8.13. Схематическая геологическая карта месторождения Хотой-
дох (по [Данилов и др., 1990]).
1 — современные отложения; 2-6 — верхняя юра: 2 — догдинская свита (туфы и
потоки риолитов, туфоалевролиты, глинистые сланцы), 3 — эмтанджинская свита (ту-
фы и редкие потоки андезитов, туфоалевролиты), 4 — мукдуканская свита (базальты,
андезито-базальты, реже их туфы); 5, б — джабульдингинская свита (5 — верхняя под-
свита (алевролиты, реже песчаники), б — нижняя подсвита (конгломераты, реже песча-
ники)); 7 — нижний девон (известняки); 8,9 — верхнеюрские-нижнемеловые субвул-
канические образования: 8 — андезиты, андезито-базальты, диабазы, 9 — риолиты,
риодациты; 10 — рудное тело; И — разрывные нарушения; 12 — пункты сбора иско-
паемой фауны; 13 — элементы залегания пород.
383


горизонтами базальтов (догдинская и кыринская свиты общей мощно-
стью порядка 1 ООО м). Эта кремнекислая контрастная формация явля-
ется рудовмещающей.
Рудная залежь представляет собой пластообразное тело макси-
мальной мощностью 13.7 м, вытянутое согласно с вмещающими крем-
некислыми туфами на расстояние 400-450 м (рис. 8.14). Руды массив-
ные и тонкополосчатые. Главные рудные минералы: сфалерит, галенит,
халькопирит, пирит; второстепенные — тетраэдрит, борнит, азурит,
малахит, англезит, церуссит. Нерудные минералы представлены бари-
том, халцедоновидным кварцем, кальцитом и серицитом. Среднее со-
держание в рудах (мае. %): меди — 0.77; свинца — 5.15; цинка— 14.9.
Отношение Си : Pb: Zn равно 1 :6.6: 19.3.
Текстуры руд тонкопараллельно-полосчатые, массивные, линзо-
видные и прожилковые, структуры—тонкозернистые, мелкозернистые
Рис. 8.14. Геологический разрез месторождения Хотойдох (по [Данилов
и др., 1990]).
У — песчаники, 2 — глинистые сланцы, рассланцованные алевролиты, 3 — базаль-
ты, 4 — андезиты (а) и их туфы (б), 5 — риолиты (а), кластолавы кислого состава (б),
б — туфы дацитов кристаллокластические (а), литокластические и ксенотуфы (б), 7 —
туфы риодацитов литокластические (а), риолитов кристаллокластические (б), 8 — кол-
чеданно-полиметаллические руды (рудное тело показано в увеличенном масштабе),
9 — левосторонние взбросо-сдвиги (я), взбросы (б).
384


и колломорфные. Плоскости пограничных поверхностей в рудах с по-
лосчатой текстурой параллельны слоистости в подстилающих и пере-
крывающих осадочно-вулканогенных породах. Проявлен пострудный
динамометаморфизм в форме плойчатости, зон дробления и перекри-
сталлизации.
В целом по геологическим и минеральным особенностям Хотой-
дохское месторождение имеет много общих черт с месторождениями
Рудного Алтая.
КОЛЧЕДАННЫЕ МЕСТОРОЖДЕНИЯ
РАННЕКАМЕННОУГОЛЬНОЙ ЮГО-ЗАПАДНО-ГИССАРСКОЙ
ОСТРОВНОЙ ДУГИ ЮЖНОГО ТЯНЬ-ШАНЯ
Месторождения полиметаллически-колчеданной формации Юго-
Западно-Гиссарской дуги (Южный Тянь-Шань) ниже будут рассмотре-
ны на примере Хандизинского рудного поля с использованием мате-
риалов Е. И. Филатова, Н. А. Пирижняк, А. Г. Злотник-Хоткевича и ря-
да других авторов.
Юго-Западно-Гиссарская островодужная зона локализуется на се-
верной окраине Каракумо-Таджикского микроконтинента, разделявше-
го в герцинскую эпоху Южно-Тяньшанскую и Памиро-Куэнлуньскую
островодужные системы единого палеоокеана. Островодужный ком-
плекс Юго-Западно-Гиссарской зоны представлен в основном сокра-
щенным (мощностью до 1 500 м) разрезом нижне-среднекаменно-
угольных вулканогенно-осадочных отложений с преобладанием вулка-
нитов кислого состава. Среди островодужных геологических форма-
ций главными являются турне-визейская андезит-базальтсодержащая
риолитовая кремнисто-карбонатно-терригенная и серпуховско-баш-
кирская андезит-дацитовая терригенная. По петрографическим и пет-
рохимическим особенностям рудоносная турне-визейская формация
близка к аналогичным колчеданоносным формациям зрелых остров-
ных дуг. Риолиты и дациты представляют собой типичные образования
калиево-натриевой серии. Они отличаются перенасыщенностью крем-
неземом и большой щелочностью за счет повышения содержания ка-
лия. Локально развитые среди риолитов андезито-базальты характери-
зуются повышенной щелочностью и принадлежностью к калиево-
натриевой серии (рис. 8.15).
Юго-Западно-Гиссарская зона подразделяется на несколько подзон.
Так, О. И. Черных выделяет в ней три подзоны: Северную, Централь-
ную и Южную. Северная подзона характеризуется развитием камен-
ноугольных вулканических впадин. В Центральной обнажаются вы-
ступы докембрийского основания, а Южная сходна с Северной, но от-
личается меньшим количеством вулканических впадин.
25 — Металлогения
385


12 f-
10 -
8 -
6 h
4
2
Nap+KjO, мас.% 0
© ©
Ф
л
I
0
Ф
6 -
4 -
2 -
KaO, мас.%
0
Ф
21 r
19 -
17 -
15 h
13
Al2o3, мас.%
0
i
FeO, мас.%
6h
4
0 0
L_
0Ф
0 0
00 a 0
0 0
2*ч~Ф
I _L
10
4
2
MgO, мас.%
©
50
55
60
а б
65
70
75
Si02f мас.%
а о
Г®Гф11 ГП2 ГПз
Рис. 8.15. Диаграммы составов вулканогенных пород вулканогенно-
осадочных формаций Юго-Западного Гиссара.
У-2 — андезит-базальтсодержащая риолит-кремнисто-карбонатно-терригенная
формация: У — риолиты покровных (а) и субвулканических (б) фаций, 2 — андезито-
базальты; 3 — вулканиты андезит-дацит-терригенной формации.
386


Полиметаллически-колчеданное оруденение сконцентрировано в
конседиментационных вулканических впадинах, образующих цепочку
субширотного направления (рис. 8.16). Наиболее изученное Хандизин-
ское рудное поле расположено на северной окраине микроконтинента.
Рудовмещающая впадина как первично-вулканическая форма пред-
ставляет собой относительно крупную синклиналь, осложненную про-
гибами и поднятиями более высоких порядков. Конседиментационный
характер впадины доказывается уменьшением мощностей осадочно-
вулканогенных толщ на крыльях по сравнению с ядром, огрублением
терригенных пород и фациальным замещением известняков от центра
к бортам депрессии. В ядерной части впадины располагается палео-
вулканическая постройка центрального типа с осевым некком риолитов
Рис. 8.16. Схема размещения полиметаллически-колчеданных объек-
тов Юго-Западно-Гиссарской зоны.
1-4 — мезо-кайнозойский осадочный чехол: 1 — отложения неогена, 2 — палеоге-
на, 3 — мела, 4 — юры; 5 — островодужные образования каменноугольного возраста;
б, 7 — породы фундамента: б — метаморфические толщи докембрия, 7 — нижнепалео-
зойские гранитоиды; 8У 9 — границы: 8 — согласные и интрузивные контакты, 9 — не-
согласные; 10 — разрывы; 11 — полиметаллически-колчеданные месторождения и ру-
допроявления: 1 — Кызылсай, 2 — Южный Карасан, 3 — Харкуш, 4 — Харкуш II, 5 —
Хандизинское, б — Чорнова, 7 — Гуруд, 8 — Гуруд II, 9 — Майдансай, 10 — Янгак-
лык, 11 — Обинауруз, 12 — Ходжа-Барку.
387


тов и андезит-дацитовых порфиритов. Околожерловая фация пред-
ставлена пластами лавобрекчии, лав и туфов кислого состава, полого
погружающимися в сторону жерла. Широко развиты разломы, нередко
фиксируемые субвулканическими телами риолитов и андезито-даци-
тов. Тектонические подвижки вдоль разрывов продолжались и после
образования первично-вулканических форм. В целом конседиментаци-
онная вулканогенно-осадочная депрессия в современной структуре яв-
ляется грабен-синклиналью (рис. 8.17).
Рис. 8.17. Схема геологического строения Хандизинского рудного поля
(по Е. И. Филатову, А. И. Донцу, Г. М. Залетовой).
У — терригенные мезо-кайнозойские отложения; 2-6 — островодужные вулкано-
генно-осадочные образования: 2 — вулканогенные серпуховского яруса, 3 — то же,
терригенные, 4 — карбонатно-терригенные визейского яруса, 5 — то же, вулканоген-
ные, б — то же, карбонатно-вулканогенно-терригенные; 7 — докембрийский фунда-
мент; 8 — интрузии среднекаменноугольного габбро-сиенит-диоритового комплекса;
9 — геологические границы; 10 — разрывные нарушения; УУ — колчеданно-полиме-
таллические месторождения и рудопроявления: У — Хандизинское, II — Северо-Вос-
точный участок, III — Чинарсай, IV — Майдансай, V — Чорнова, VI — Янгаклык,
VII — Гуруд I, VIII — Гуруд II.
В Хандизинской, как и в других впадинах, среди вулканических
отложений визейского яруса преобладают покровы туфов и лав риоли-
тового состава. Пирокластические образования представлены кристал-
ло-витро-литокластическими мелкобломочными, а также игнимбрито-
выми, пепловыми и пизолитовыми туфами. Широко развиты вулкано-
388


генно-терригенные и хемогенные отложения: кремнистые туффиты,
доломиты, разнозернистые туфопесчаники, алевролиты. Мощность ви-
зейских толщ достигает 400-500 м. Отложения серпуховского яруса
характеризуются фациальной изменчивостью. В их составе преобла-
дают конгломераты, песчаники, аргиллиты, известняки. На отдельных
участках развиты туфы и лавы андезит-дацитового и реже риодацито-
вого состава. Мощность отложений серпуховского яруса достигает
1 000-1 300 м.
Хандизинское месторождение располагается в юго-западном борту
одноименной грабен-синклинали (рис. 8.18). Здесь мощность острово-
дужного разреза не превышает 500 м. Отложения визейского яруса Е. И.
Филатовым, А. Г. Злотник-Хоткевичем и Н. А. Пирижняк расчленены на
три пачки. Нижняя состоит из вулканогенно-терригенного и перекры-
вающего карбонатно-кремнистого горизонта. Нижний горизонт мощно-
стью 60-80 м сложен базальными конгломератами, кристаллокластиче-
скими туфами кислого состава, кварцевыми песчаниками. Верхний
(15-20 м) представлен доломитами и кремнистыми туффитами.
Средняя вулканогенная пачка образована пирокластами, реже ла-
вами и пластовыми телами риолитового и риодацитового состава. Она
также включает два горизонта. Нижний, к которому приурочены стра-
У77Л\ [VT12 ПгПз PJ714 УРЛъ Iv7l6 V77\i
Е38 Ш9 Шю Щи Ш12 В13 Е314
Рис. 8.18. Схематическая геологическая карта Хандизинского место-
рождения (по Е. И. Филатову, Н. А. Перижняк, А. Г. Злотник-Хоткевичу).
/ — терригенные мезо-кайнозойские отложения; 2 — терригенные породы серпу-
ховского яруса; 3-7 — породы визейского яруса: 3 — терригенно-осадочная пачка 4 —
верхний и 5 — нижний туфогенные горизонты, б, 7 — вулканогенно-осадочная пачка
(б — карбонатно-кремнистый горизонт, 7 — вулканогенно-терригенный горизонт); 8 —
докембрийский фундамент; 9, 10 — дайки порфиритов: 9 — сиенит-дацитовых, 10 —
дацитовых; /У — дайки риолитовых порфиров; 12 — серно-колчеданные руды; 13 —
геологические границы; 14 — разрывные нарушения.
389


тиформные залежи полиметаллически-колчеданных руд, сложен вит-
рокластическими, литокластическими, пепловыми и кристаллокласти-
ческими туфами риолитового состава. Туфы нижнего горизонта имеют
ограниченное распространение, выполняя локальную впадину, в ос-
новном в центральной части месторождения, где их мощность дости-
гает 120 м. На западном и восточном фланге они выклиниваются и их
место в разрезе занимают тела риолитов и туфы, которые по составу
аналогичны туфам верхнего горизонта. Верхний горизонт представлен
кристаллотуфами и туфопесчаниками риодацитового и дацитового со-
става. Его мощность в центральной части месторождения около 100 м.
Верхняя терригенно-осадочная пачка состоит из кремнистых из-
вестняков и аргиллитов. Мощность ее изменяется от 15-20 м на запад-
ном фланге месторождения до 190-200 м на восточном.
Разрез завершается терригенной толщей серпуховского яруса: ба-
зальными конгломератами с разновеликой галькой метасоматически
измененных пород визейского яруса и кристаллических сланцев до-
кембрия; выше залегают аргиллиты и полимиктовые песчаники.
Хорошая сортировка обломочного материала, чередование в разре-
зе вулканогенных, хемогенных и терригенных пород, значительная
протяженность отдельных горизонтов указывают на удаленные и про-
межуточные по отношению к центру вулканизма фациальные обста-
новки. Присутствие пизолитовых туфов, игнимбритов, фиолетовоок-
рашенных вулканитов свидетельствуют о мелководных, частично суб-
аэральных условиях накопления вулканогенно-осадочных толщ.
Рудные объекты располагаются в узком стратиграфическом интер-
вале разреза визейской толщи. В ее пределах установлены два уровня
локализации оруденения. Первый отвечает кремнисто-карбонатному
горизонту нижней пачки — месторождения Хандизинское и Майдан-
сай. Второй приурочен к нижнему туфогенному горизонту средней
пачки — месторождения Хандизинское, Чинарсай, рудопроявления
Янгаклык, Гуруд 1 и др.
На Хандизинском и других месторождениях развиты два различных
по составу и условиям размещения типа руд, детально изученных П. В.
Панкратьевым и Ю. В. Михайловой: 1) цинковоколчеданный и 2) колче-
данно-полиметаллический. Существенно пиритовые руды первого типа
отличаются небольшим (5-10%) количеством сфалерита. Они залегают
в породах карбонатно-кремнистого горизонта в виде небольших линз.
Наиболее ценные руды второго типа имеют халькопирит-пирит-галенит-
сфалеритовый состав. Они сконцентрированы в верхней части нижнего
туфогенного горизонта, где слагают пластовое тело среди туфов риоли-
тов и кремнистых туффитов с меняющейся размерностью обломочного
материала. Их перекрывают однородные риодацитовые и дацитовые ту-
390


фы верхнего туфогенного горизонта (рис. 8.19), в нижней части которого
известны также небольшие рудные пласты.
Рис. 8.19. Хандизинское месторождение. Тело сплошных колчеданно-
полиметаллических руд в туфах риолит-дацитовых порфиров вблизи
контакта с туфами риолитовых порфиров (зарисовка юго-восточной стенки
рассечки западного штрека штольни) По Е. И. Филатову, Н. А. Перижняк,
А. Г. Злотник-Хоткевичу.
1 — кристаллокластические туфы риолит-дацитовых порфиров; 2 — кварц-
гематитовые породы; 3 — прожилки кварца; 4 — тектонические трещины; 5,6 — руды:
5 — тонкополосчатые, 6 — грубополосчатые; 7 — включения кварцево-гематитовых
пород в руде.
Главная масса колчеданно-полиметаллических руд относится к
единому гидротермально-осадочному типу. Руды подвергнуты интен-
сивному динамометаморфизму, складчатости, разлинзованию и буди-
нажу. Метаморфогенные новообразования, по данным А. Г. Злотник-
Хоткевича, Н. А. Пирижняк и Е. И. Филатова, представлены растерты-
ми сульфидами прожилков, складками волочения в зальбандах, моно-
минеральными и биминеральными скоплениями полосчатой формы,
возникшими в результате вторичной перегруппировки рудного веще-
ства. Переотложение рудного вещества выразилось в образовании
прожилков и гнезд сфалерит-галенит-баритового состава с перемен-
ными количествами халькопирита, кварца, карбоната, примесью блек-
лой руды. Прожилки пересекают стратиформные залежи и локализо-
ваны в коротких трещинах отрыва. Состав прожилков изменчив и за-
висит от состава пересекаемых руд. В существенно сфалеритовых ру-
дах он сфалеритовый, в существенно галенитовых — галенитовый, а в
слабооруденелых участках — карбонат-кварцевый. Очевидно, описы-
ваемые прожилки возникли только за счет переотложения вещества
391


стратиформных колчеданно-полиметаллических руд. Это подтвержда-
ется геохимическими особенностями рудных минералов. Минералы
регенерированных руд обладают стехиометричным составом и очище-
ны от большинства элементов-примесей, характерных для минералов
стратиформных залежей. Кроме того, они содержат наиболее легкую в
изотопном отношении серу. По данным А. Г. Злотник-Хоткевича, Н. А.
Пирижняк и Е. И. Филатова, средние значения o34S для сфалерита и
галенита стратиформных залежей составляют соответственно +3.71 и
+ 3.1 %о, для тех же минералов переотложенных руд значения o34S со-
ставляют + 1.36 и - 0.13 %о.
Все эти преобразования затушевывают генетические признаки ру-
доотложения и в свою очередь способствуют появлению многочислен-
ных ложных признаков эпигенетичности. Однако в рудах основной за-
лежи сохранились и следы первичного вулканогенно-осадочного рудо-
отложения. К последним можно отнести резкие контакты рудного тела
с кремнисто-гематитовой кровлей и постепенные переходы в подошве
рудной залежи; минеральную и текстурную зональность по мощности
с локализацией сплошных, иногда тонкослоистых руд, обогащенных
свинцом, в висячем боку и прожилково-вкрапленных, обогащенных
цинком и частично медью, в лежачем; асимметричную зональность
околорудных карбонат-хлорит-серицит-кварцевых пород, отсутствую-
щих в кровле залежи.
В висячем боку основной залежи нередко проявлены секущие со-
отношения руд и перекрывающих пород с образованием мелких скла-
док нагнетания «языков» сульфидных и кремнисто-гематитовых руд.
Их можно объяснить пластическим течением в процессе диагенеза
рудного вещества под гравитационным воздействием перекрывающей
тефры. Наиболее четкое объяснение подобных явлений было впервые
предложено А. Н. Барышевым.
КОЛЧЕДАННЫЕ МЕСТОРОЖДЕНИЯ
ПОЗДНЕДЕВОНСКОЙ-РАННЕКАМЕННОУГОЛЬНОЙ
ЮЖНО-ПОРТУГАЛЬСКОЙ ОСТРОВНОЙ ДУГИ
В Западной Европе крупнейшей провинцией полиметаллически-
колчеданных месторождений является островодужная зона Уэлва, рас-
положенная в Южно-Португальской островной дуге, примыкающей с
юга к Иберийскому микроконтиненту. Здесь сконцентрировано более
300 колчеданных месторождений, которые содержат около 7 млн т ме-
ди и 15 млн т цинка и свинца при примерно равном их соотношении
[Колчеданные..., 1979].
Разрез наиболее продуктивного восточного фланга островной дуги
подстилается шельфовыми толщами девонского возраста. Разрез вул-
392


канической дуги начинается с толщи толеитовых базальтов, мощность
которой меняется от первых метров до 1.5 км. Однако основной объем
представлен толщей кислых известково-щелочных вулканитов мощно-
стью в несколько сот метров (рис. 8.20).
LaJoya San Platon RioTinto ElVillar BocaChanza
Рис. 8.20. Принципиальные вариации строения разрезов в провинции
Уэлва (по [Soler, 1980]).
У — кварцитовые сланцы, 2 — долериты, 3 — карбонатные породы с остатками
фауны фаменского яруса, 4 — дациты, 5 — риолиты, б — пиритовые штокверки, 7 —
пиритовые залежи, 8 — агломератовые туфы, 9 — кислые туфы, 10 — тонкообломоч-
ные туфы, УУ, У2 — спилиты, 13 — фиолетовые туффиты, 14 — кремнистые железо-
марганцевые осадки, 15-18 — верхние тонкие туфы разного состава, 19-20 — верхние
сланцево-граувакковые толщи.
Кислые породы представлены преимущественно разнообразными
туфами. Лавы и лавобрекчии слагают вулканокупольные структуры,
обрамленные шлейфами вулканогенно-обломочных пород. Выделяется
несколько ритмов формирования кислых пород. Главный объем при-
сутствует в нижнем ритме, который начинается с афировых и мелко-
порфировых риодацитов и завершается порфировыми и мегапорфиро-
выми породами того же состава. Содержание К20 в кислых вулканитах
провинции колеблется от 2-4 до 9.4 мае. %. Колчеданные руды в круп-
нейшем рудном районе Рио-Тинто залегают в кровле кислых вулкани-
ческих куполов первого ритма.
Дж. Солер [Soler, 1980] на основе анализа особенностей строения
колчеданных залежей провинции Уэлва выделил три типа рудных ме-
сторождений. К первому типу относятся месторождения, залегающие
в кровле кислых вулканокуполов над рудоподводящими каналами с
интенсивно развитой зоной штокверковых руд пирит-халькопиритово-
393


го состава. Типичным представителем этого типа является месторож-
дение Сан-Мигель, в котором установлены три стадии образования ру-
доподводящего штокверка. На первой стадии формировались брекчи-
рованные обломки слабоизмененных кислых лав, сцементированных
богатым сульфидами хлоритом. На второй стадии обломки подверга-
лись интенсивному окварцеванию и хлоритизации. Кварц-хлоритовые
прожилки этой стадии сопровождаются сульфидами. Продукты треть-
ей стадии формирования штокверка устанавливаются в подошве стра-
тифицированной рудной залежи, где развиты обломки интенсивно из-
мененных вмещающих пород. Штокверковые руды имеют преимуще-
ственно халькопиритовый состав.
Месторождения второго типа локализованы на склонах и у подно-
жья вулканокуполов. Они оторваны от рудоподводящих каналов, и их
формирование связывается с подводным сползанием неконсолидиро-
ванных сульфидов вниз по склону на небольшое расстояние от рудо-
подводящего канала. Типичными представителями залежей этого типа
являются рудные тела месторождения Концепсион. На месторождении
имеются нижние и верхние хлоритолиты, обрамляющие массивную
колчеданную залежь. Нижние хлоритолиты фиксируют центр вулкано-
тектонической депрессии на склоне вулканокупола. Минералогическая
зональность колчеданной залежи обратна по сравнению с месторожде-
ниями первого типа. В ее основании залегают богатые свинцово-
цинковые руды, а верхние хлоритолиты резко обогащены халькопири-
том и характеризуются промышленными содержаниями меди.
Месторождения третьего типа локализованы в черных сланцах или
эпикластических туфах, накапливавшихся на значительном удалении
от вулканических центров. Представителем этого типа является место-
рождение Тарсис, включающее несколько колчеданных залежей. За-
лежь Филон-Норте прослеживается на 800 м при мощности 10-150 и
ширине более 200 м. Залежь Сан-Гилермо имеет длину 600 м, мощ-
ность около 100 м и ширину 200 м. Рудная залежь Сан-Гилермо, менее
удаленная от вулканического центра, обладает вертикальной зонально-
стью, сходной с месторождениями второго типа: свинцово-цинковые
руды свойственны нижней части залежи, а обогащенные медью харак-
терны для верхней. В залежи Филон-Норте массивные колчеданные
свинцово-цинковые руды по мере удаления от вулканического центра
сменяются обломочными, а затем гидротермально-осадочными квар-
цитами с вкрапленностью сульфидов (рис. 8.21).
Приведенный материал свидетельствует о значительном сходстве
провинции Уэлва с Рудно-Алтайской как по условиям формирования и
составам островодужных вулканитов, так и по особенностям колче-
данных месторождений.
394


Рис. 8.21. Разрез колчеданной залежи Сан-Гулермо (по [Soler, 1980]).
1 — сланцы и кварциты, 2 — сланцы с кремнистыми туффитами, 3 — туфы сме-
шанного состава (вулканизм первого ритма), 4 — базальтовые пиллоу-лавы, 5 — доло-
митизированные известняки, 6 — туфы кремнекислых пород (вулканизм второго рит-
ма), 7 — зона интенсивного рассланцевания.
Зональность колчеданной рудной залежи: 1 — массивные пиритовые руды с содер-
жанием меди 0.5-0.8 маc. %, 2 — халькопирит-пиритовые руды с содержанием меди
0.8-2 маc. %, 3 — обломочные сульфидные руды с содержанием меди 0.5-1 маc. %, 4 —
кремнистые прослои с сульфидами.
ЗОЛОТО-СЕРЕБРЯНЫЕ МЕСТОРОЖДЕНИЯ
Золото-серебряные месторождения в Японской и Зондской совре-
менных зрелых островных дугах распространены еще в больших мас-
штабах, чем полиметаллически-колчеданные месторождения типа ку-
роко. В зрелых дугах геологического прошлого на территории России
золото-серебряное оруденение не пользуется широкой известностью.
Так, в пределах Уяндинско-Ясачненской островной дуги пока выявле-
но лишь одно (Урультунское) месторождение [Савва и др., 1997]. В
Рудно-Алтайской островной дуге золото-серебряное оруденение не ус-
тановлено, но известны небольшие золото-порфировые месторожде-
ния, связанные с позднеостроводужными интрузиями гранодиоритово-
го состава.
В современных зрелых островных дугах золото-серебряные место-
рождения связаны с позднеостроводужными известково-щелочными,
субщелочными и шошонитовыми сериями, пространственно совме-
щенными с теми же зонами, что и месторождения типа куроко, или ло-
кализованными в самостоятельных зонах. Выделяются два формацион-
ных типа: 1) золотосульфидный и 2) золотомалосульфидный. Их харак-
теристика приводится в основном по работе Щепотьева и др. [1989].
395


Месторождения первого типа представлены как порфировыми
штокверковыми, так и кварцево-жильными рудами или их сочетания-
ми. Характерно присутствие халькопирита, блеклых руд, галенита и
сфалерита, формирующих самостоятельные жилы или слагающих
нижние горизонты в золото-серебряных жилах.
Второй тип чаще всего представлен кварц-адуляровыми и кварц-
карбонатно-адуляровыми жилами с различным содержанием сульфи-
дов меди, цинка, свинца, мышьяка, сурьмы, характерными для типич-
но приповерхностных вулканогенных месторождений кварц-адуляро-
вого типа. Они могут сочетаться с так называемыми аргиллизитовыми
месторождениями дна озер и лагун в прижерловых фумарольных по-
лях вулканических построек. В отличие от развитых островных дуг
характерно формирование селенидного типа золото-серебряных руд
при более высоком отношении серебра к золоту — вплоть до собст-
венно серебро-полиметаллических месторождений. Вулканогенные
золото-серебряные месторождения зрелых островных дуг практически
ничем не отличаются от вулканогенных золото-серебряных месторож-
дений вулкано-плутонических поясов активных континентальных ок-
раин.
В Японской островной дуге ряд поясов золото-серебряных место-
рождений протягивается параллельно поясу с колчеданными месторо-
ждениями типа куроко. В вулкано-плутоническом поясе Хоккайдо ру-
доносные дацитовые и андезитовые вулканиты в ассоциации с субвул-
каническими и интрузивными телами слагают вулканокупольные
структуры. В их пределах рудные поля, такие как Кономаи, представ-
ляют собой серию протяженных (до 2 500 м) кварцевых жил мощно-
стью 1-2 м. Руды золото-серебряных месторождений характеризуются
преобладанием серебра. В вулкано-плутоническом поясе Северо-Вос-
точной Японии рудоносные вулканиты представлены дацитами при
широком распространении игнимбритов и риолитов. Здесь типичным
представителем золото-серебряных залежей является месторождение
Титосе — группа жил, дугообразно обрамляющая вулканическую
кальдеру. Жильные тела кварц-адулярового и кварц-карбонатно-адуля-
рового состава содержат родохрозит и барит. Отношение золота к се-
ребру 1 :10-20 при содержании золота более 10 г/т.
ПРОЧИЕ ТИПЫ РУДНЫХ ФОРМАЦИЙ
Среди других типов рудных месторождений в современных зрелых
островных дугах отметим жильные полиметаллические, скарновые
медные и полиметаллические, а также марганцевые месторождения в
вулканогенно-карбонатных и вулканогенно-кремнистых толщах.
396


Глава 9
ГЛАВНЫЕ ОСОБЕННОСТИ МЕТАЛЛОГЕНИИ
ОСТРОВНЫХ ДУГ
Месторождения полезных ископаемых островных дуг по своей
природе в основном являются эндогенными: магматическими, вулка-
ногенно-осадочными (гидротермально-осадочными), гидротермальны-
ми надинтрузивными, скарновыми. Все они напрямую или парагене-
тически связаны с магматическими горными породами. Островодуж-
ные месторождения осадочного происхождения, как это показано в
другом методическом руководстве «Металлогения осадочных бассей-
нов континентальных и периконтинентальных областей», за исключе-
нием месторождений кор выветривания, играют второстепенную роль.
Вещественные составы отдельных типов островодужных магмати-
ческих горных пород и их ассоциаций, особенности эндогенных руд-
ных месторождений, положение тех и других в пространстве и эволю-
ция во времени зависят от особенностей геодинамических процессов и
от характера фундамента, на котором происходит формирование ост-
роводужных сооружений. Нет никаких сомнений в том, что как струк-
турно-вещестественные, так и металлогенические особенности ост-
ровных дуг обусловлены субдукцией океанической литосферы: 1) в
юных островных дугах — под литосферу с симатической корой океа-
нического типа, 2) в развитых дугах — под литосферу с сиалической
корой переходного типа и 3) в зрелых дугах — под литосферу с зрелой
сиалической корой континентального типа.
В настоящем пособии отдельно рассмотрена металлогения трех
типов, как современных (эталонных), так и островных дуг геологиче-
ского прошлого: 1) юных энсиматических, 2) развитых энсиалических
и 3) зрелых энсиалических.
В число современных юных островных дуг входят Рюкю, Идзу-
Бонинская, Марианская, Западно-Каролинская и Тонга-Кремадекская в
Тихом океане, Южно-Сандвичева в Атлантическом. К современным
развитым дугам относятся Алеутская, Курильская, Фиджийская, Ново-
гебридская, Соломоновых островов и Восточно-Каролинская в Тихом
397


океане, Малоантильская в Атлантическом. К современным зрелым ду-
гам принадлежат Японская, Новогвинейская, Филиппинская в Тихом
океане, Зондская в Индийском. В складчатых областях России по гео-
логическим и металлогеническим критериям выделено 45 островных
дуг геологического прошлого: юных — 28, развитых — 12 и зрелых —
5 (рис. 2.1).
Юные дуги: девон-нижнекарбоновая Пшекиш-Тырныаузская в Пе-
редовом хребте Большого Кавказа; силурийско-нижнедевонские Та-
гильская и Варненская (Мичуринская), средневонско-нижнекарбоно-
вая Магнитогорская на Урале; венд-кембрийские: Катунская, Кузнец-
кого Алатау, Кембросаянская, Северо-Саянская, Курайская, Хамсарин-
ская (Верхнеенисейская) и Тункинская в Алтае-Саянской области; ри-
фейская Исаковская в Енисейском кряже; венд-кембрийские Джидин-
ская и Слюдянско-Ольхонская, рифейская Килянская в Байкало-Ви-
тимской области; верхнепалеозойская Алучинская в Верхояно-Чукот-
ской области; среднеюрско-нижнемеловая Майницкая, верхнемеловая
Ирунейская, верхнемеловые-нижнепалеогеновые Олюторская, Вала-
гинская и Кроноцкая в Корякско-Камчатской области; верхнетриасовая
Каменская в Монголо-Охотской области; верхнемеловые Кемская и
Восточно-Сахалинская в Сихотэ-Алиньской области и Малокуриль-
ская.
Развитые дуги: венд-кембрийские Салаирская и Батеневская в Ал-
тае-Саянской области; рифейские Каралонская, Мамаканская и Кичер-
ская в Байкало-Витимской области; рифейская Центрально-Таймыр-
ская в Таймыро-Североземельской области; верхнетриасовые Алазей-
ская и Хетачанская, верхнеюрская Олойская, верхнепермско-средне-
юрская Кони-Тайгоносская в Верхояно-Чукотской области; верхнеюр-
ско-нижнемеловые Мургальская и Пекульнейская в Корякско-Камчат-
ской области.
Зрелые дуги: средне-верхнедевонская Рудно-Алтайская и венд-
кембрийская Таннуольская в Алтае-Саянской области; венд-кембрий-
ская Еравнинская в Байкало-Витимской области; верхнеюрские Ула-
хан-Сисская и Уяндино-Ясачненская в Верхояно-Чукотской области.
Наиболее хорошо исследованными в геологическом и металлоге-
ническом отношении являются Магнитогорская и Тагильская юные
дуги Урала и Рудно-Алтайская зрелая дуга в Алтае-Саянской области.
Этим дугам в книге посвящены специальные главы. На примере этих
древних дуг с привлечением материалов по современным дугам ниже
приводится обобщенная характеристика особенностей геологического
строения и металлогении островодужных сооружений.
Все три типа дуг в современную эпоху, как на это указывают па-
леогеодинамические реконструкции, формировались в обширной зоне
398


перехода от океана к континенту. И это не случайно, так как в этой пе-
реходной зоне океаническая литосфера является древней и мощной:
возраст не менее 100 млн лет, мощность не менее 80 км. Средняя
плотность такой литосферы близка к плотности подстилающей ее ас-
теносферы. В первую очередь по этой причине океаническая литосфе-
ра зоны перехода от океана к континенту характеризуется неустойчи-
вой плавучестью. Разрыв тяжелой литосферы и ее погружение в асте-
носферу и последующая начальная стадия субдукции, вероятнее всего,
связаны с глобальной перестройкой конвективных течений в мантии и,
как следствие этого, изменениями траекторий движения литосферных
плит. Обусловленное этими геодинамическими процессами тектониче-
ское сжатие явилось «пусковым механизмом» начала субдукции океа-
нической литосферы.
Во всех трех типах современных и древних островных дуг от
фронта к тылу устанавливается один и тот же латеральный ряд струк-
турно-вещественных зон: 1) глубоководный желоб, 2) аккреционная
призма, 3) внешнее дуговое поднятие, 4) преддуговой прогиб, 5) вул-
каническая дуга. В тылу островной дуги располагается задуговой глу-
боководный бассейн окраинного моря. Во всех трех типах островных
дуг фундамент аккреционных призм представлен океанической корой.
Состав фундамента внешнего дугового поднятия, преддугового проги-
ба и собственно дугового вулканического сооружения определяется
типом островной дуги. В юных дугах он океанический, в развитых
представлен метаморфическими комплексами предшествовавшей ду-
ги, в зрелых сложен метаморфическими комплексами микроконтинен-
та или коллажа нескольких поколений островных дуг.
В структурном отношении полный ансамбль сооружений остров-
ной дуги во всех трех типах имеет горсто-грабеновое рифтоподобное
строение. Отдельные крупные грабены в тыловой зоне вулканической
дуги рассматриваются в качестве островодужных рифтов — началь-
ных структур расщепления дуги. Исключение составляет лишь аккре-
ционная призма, которая изначально и на всех стадиях эволюции ост-
ровной дуги является зоной покровно-чешуйчатого строения. Снизу —
от субдуцируемой океанической коры она отделяется подошвенным
надвигом, а с глубоководным желобом граничит по фронтальному
надвигу. Не вполне ясной остается переход к внешнему дуговому под-
нятию — скорее всего этот переходный сегмент представлен тыловым
чешуйчатым веером.
В аккреционных призмах современных островных дуг подошвен-
ный надвиг очень пологий, практически горизонтальный. Он локализо-
ван в средней части осадочного разреза океанической коры и делит
океанический чехол на две пластины. Верхняя пластина, рассеченная
399


многочисленными косыми взбросами, ответвляющимися от подошвен-
ного надвига, причленяется к аккреционной призме, где преобразуется
в ансамбль тектонических пластин фронтального чешуйчатого веера. В
структуре аккреционной призмы она образует дуплексы. Нижняя пла-
стина океанического чехла (нижняя часть океанического осадочного
слоя) вместе с подстилающими комплексами океанической коры субду-
цируется. Примечательно, что подошвенный надвиг проходит под осью
глубоководного желоба и прослеживается в сторону океана в форме
малоамплитудного горизонтального разрыва на расстояние 4-5 км и
еще дальше в виде безамплитудной фрагментарной поверхности рас-
слоения осадочного разреза (рис. 1.3, 1.5). В целом, по структурным
особенностям фронтальная часть современных островных дуг соответ-
ствует фронтальным надвиговым зонам складчатых областей.
Результаты глубоководного бурения и детальные сейсмические ис-
следования доказали, что основная часть расчешуенного разреза аккре-
ционной призмы сложена олистостромово-флишевыми осадками под-
водных конусов выноса. Главный источник питания — внешнее дуго-
вое поднятие и вулканическая дуга. По результатам детальных исследо-
ваний устанавливается, что тектонически аккретированная часть разре-
за играет относительно небольшую роль и представлена, кроме осадоч-
ного разреза дна океана, фрагментами вулканических и осадочных по-
строек океанических островов (симаунтов). Другая примечательная
особенность аккреционных призм состоит в широком развитии грязе-
вых и серпентинитовых диапиров, которые дополнительно «перемеши-
вают» аллохтонно-автохтонный разрез аккреционных призм. Серпен-
тинитовые комплексы аккреционных призм формируются не в резуль-
тате обдукции (тектонического надвигания на фронт островодужной
системы) океанической коры и мантии. Как показывают новейшие ма-
териалы глубоководного бурения и наблюдений с подводных аппаратов,
серпентинитовые массивы — это протрузивные, диапировые по меха-
низму внедрения из океанического фундамента самой островной дуги.
В островных дугах складчатых областей следы диапирового механизма
внедрения альпинотипных ультрабазитов и базитов океанического ме-
ланократового фундамента в значительной мере затушеваны протру-
зивными проявлениями тектонического сжатия.
СТРУКТУРНО-ВЕЩЕСТВЕННЫЕ КОМПЛЕКСЫ
И РУДНЫЕ ФОРМАЦИИ ЮНЫХ ОСТРОВНЫХ ДУГ
Названия ассоциаций горных пород и рудных формаций структур-
но-вещественных единиц юных островных дуг отражены в табл. 9.1.
Ниже приведена их обобщенная характеристика.
400


26 — Металлогения
401


Аккреционные призмы.
Как в современных, так и древ-
них юных островных дугах ак-
креционные призмы — относи-
тельно узкие структуры шири-
ной в несколько километров
или в несколько десятков кило-
метров. Сложены они главным
образом пластинами острово-
дужных альпинотипных ульт-
рамафитов гарцбургитового ти-
па, прорванными и прорывае-
мыми активными постоянно об-
новляющимися преимуществен-
но серпентинитовыми ультра-
мафит-мафитовыми и грязевы-
ми (глинистыми) диапирами.
Меньшую долю составляют
океанические (слэбовые) ульт-
рамафиты лерцолит-гарцбурги-
тового типа, мафиты океаниче-
ских гор и пластины океаниче-
ского осадочного чехла, а также
островодужные флишево-олис-
тостромовые пакеты. Собствен-
ных проявлений интрузивного
и эффузивного магматизма нет.
Для островных дуг геологиче-
ского прошлого характерны про-
явления продуктов глубинного
глаукофан-сланцевого метамор-
физма.
В ассоциации альпинотип-
ных ультрамафитов гарцбурги-
тового типа главную роль игра-
ют серпенитизированные гарц-
бургиты при участии дунитов,
клинопироксенитов, вебстери-
тов. Предполагается, что остро-
водужные ультрамафиты пред-
ставляют собой мантийный рес-
тит после выплавления из океа-
402


нической литосферы раннеостроводужных магм бонинитового соста-
ва. На Урале в составе ультрамафитов гарцбургитового типа обособля-
ется дунит-гарцбургитовая ассоциация, с которой связано позднемаг-
матическое (может быть, метасоматическое или, по Б. В. Перевозчико-
ву, эпигенетическое) хромитовое оруденение высокохромистого типа.
Внешнее дуговое поднятие. Оно сложено раннеостроводужными
вулкано-плутоническими комплексами. В современных островных ду-
гах они представлены породами бонинитовой ассоциации: андезито-
базальтами, андезитами, дацитами, риолитами, бонинитами, бронзито-
выми андезитами. Рудоносность не установлена, но кислые породы
характеризуются высокими (до 2-3 кларков) содержаниями меди и
цинка (табл. 2.12 и 3.8). На Урале в Западно-Магнитогорской зоне ран-
неостроводужной комплекс подстилается океаническим (возможно,
окраинно-морским) базальтовым комплексом (поляковская свита). В
раннеостроводужных образованиях главную роль играют низко- и
умереннокалиевые базальты и андезито-базальты риолит-базальтовой
ассоциации, сопровождаемые бонинитами или близкими к ним эффу-
зивами. С породами этих ассоциаций на Урале, в Передовом хребте
Большого Кавказа, в Алтае-Саянской области связаны крупные гид-
ротермально-осадочные месторождения медно-цинковоколчеданной
формации. Меньшее значение имеют гидротермально-осадочные же-
лезо-марганцевые залежи. На Урале раннеостроводужной разрез за-
вершается умеренно- и высококалиевыми сериями базальт-андезито-
вой и габбро-диорит-гранитной ассоциаций. С плутонами связаны не-
большие месторождения медно-порфировой формации. Особое место
в Тагильской дуге Урала и Олюторской дуге Корякско-Камчатской об-
ласти занимают массивы дунит-клинопироксенит-габбровой ассоциа-
ции. С дунит-клинопироксенитовыми телами этой ассоциации связаны
месторождения платиновой формации, а с клинопироксенит-габбро-
выми — титаномагнетитовой и железо-медно-ванадиевой формаций.
Преддуговой прогиб выполнен осадочными толщами с большой
долей вулканомиктового материала. Магматические проявления редки.
В современных дугах рудных скоплений не установлено, в древних ду-
гах имеются осадочные месторождения кремнисто-марганцевой фор-
мации.
Древние вулканические дуги сложены ранне- и позднеострово-
дужными комплексами. В составе раннеостроводужного обособляются
два подкомплекса. Нижний сложен в основном породами низко- и уме-
реннокалиевой риолит-базальтовой ассоциации в парагенезе с бонини-
товыми эффузивами и гидротермально-осадочными месторождениями
медно-цинковоколчеданной формации. Верхний подкомплекс пред-
ставлен породами умереннокалиевой, с присутствием высококалиевых
403


пород, андезит-базальтовой (с риолитами) вулканической ассоциации с
комагматичными интрузивами габбро-тоналит-гранодиоритовых комп-
лексов. С интрузиями связаны небольшие гидротермальные месторо-
ждения медно-порфировой и кварц-адуляр-золото-серебряной форма-
ций, а к вулканитам приурочены рудопроявления колчеданно-поли-
металлической формации.
В составе позднеостроводужной) комплекса обособляются глав-
ным образом высококалиевые породы базальт-андезито-базальтовой и
базальт-риолитовой ассоциаций, интрузивы габбро-монцонитовой,
диорит-монцонит-сиенитовой, дунит-клинопироксенит-верлит-монцо-
нит-сиенитовой и габбро-сиенит-диоритовой ассоциаций. С ними со-
ответственно связаны месторождения титаномагнетитовой, медно-
молибден-порфировой, железо-медно-ванадиевой, скарново-магнети-
товой и титаномагнетитовой формаций. Наиболее представительными
являются интрузивы габбро-сиенит-диоритовой ассоциации с крупны-
ми месторождениями скарново-магнетитовой и титаномагнетитовой
формаций.
Вулканические дуги в современных островодужных сооружениях
сложены главным образом низко- и умереннокалиевыми породами ба-
зальт-андезитовой ассоциации. Такого состава ассоциации, как это
следует из анализа разрезов древних островных дуг, принадлежат к
верхнему подкомплексу раннеостроводужного комплекса. В древних
островных дугах вулканиты этого подкомплекса практически безруд-
ны, и с этих позиций становится понятной отсутствие оруденения в
современных слабоэродированных вулканических постройках юных
островных дуг.
СТРУКТУРНО-ВЕЩЕСТВЕННЫЕ КОМПЛЕКСЫ
И РУДНЫЕ ФОРМАЦИИ
РАЗВИТЫХ ОСТРОВНЫХ ДУГ
Названия ассоциаций горных пород и рудных формаций в струк-
турно-вещественных единицах развитых островных дуг отражены в
табл. 9.2. Ниже приведена их обобщенная характеристика.
Аккреционные призмы развитых островных дуг от аккрецион-
ных призм юных дуг отличаются более значительными размерами. Их
ширина достигает первых сот километров. Сложены они главным об-
разом флишево-олистостромовыми осадочными толщами. В совре-
менных островных дугах устанавливаются лишь грязевые диапиры,
серпентинитовые неизвестны, как неизвестны и тектонические пла-
стины ультрамафитовых пород. Однако в древних дугах складчатых об-
404


405


ластей протрузивные ультрамафитовые тела довольно обычны. Пред-
ставлены они слабоплатиноносными породами лерцолит-гарцбур-
гитового типа. Дуниты встречаются редко и не несут сколько-либо
значительного хромитового оруденения. Скорее всего, эти ультрама-
фиты не островодужные, а являются тектоническими отторженцами
океанической литосферы.
Фундамент внешнего дугового поднятия, как на это указывает
строение Малой Курильской гряды, сложен позднеостроводужными
комплексами предшествующей островной дуги. Раннеостроводужный
комплекс представлен низко- и умереннокалиевыми вулканитами ан-
дезит-базальтовой ассоциации и интрузивами габбро-диоритовой ас-
социации. Материалами по металлогении этого структурно-веществен-
ного комплекса авторы настоящей книги не располагают.
Преддуговые прогибы по геологическим и минерагеническим
особенностям сходны с преддуговыми прогибами юных островных
дуг. Сколько-либо заметного оруденения в них не установлено.
В вулканических дугах современных развитых дуг позднеостро-
водужные структурно-вещественные комплексы отсутствуют. В древ-
них дугах данные по позднеостроводужным образованиям не прораба-
тывались. Нижний подкомплекс раннеостроводужного комплекса
представлен низко- и умереннокалиевыми вулканитами дацит-андезит-
базальтовой ассоциации, а также габбро-диорит-плагиогранитовыми
интрузивами. С вулканическим комплексом связаны гидротермально-
осадочные месторождения свинцово-медно-цинковоколчеданной фор-
мации. В составе верхнего подкомплекса обособляется также одна ба-
зальт-андезитовая ассоциация умеренно- и высококалиевых вулкани-
ческих пород и интрузивов габбро-диорит-гранодиоритового состава.
К вулканическим кальдерам приурочены эпитермальные и гидротер-
мальные порфировые золото-серебряные месторождения, а также ру-
допроявления сурьмы, ртути, серы, молибдена, олова, свинца и цинка.
К интрузивам приурочены месторождения медно-порфировой форма-
ции. Современное гидротермальное рудообразование цветных и благо-
родных металлов, а также рения устанавливается в высокотемператур-
ных породах фумарол и парогазовых выбросах вулкана Кудрявый на
о. Итуруп Большой Курильской гряды.
СТРУКТУРНО-ВЕЩЕСТВЕННЫЕ КОМПЛЕКСЫ
И РЗДНЫЕ ФОРМАЦИИ ЗРЕЛЫХ ОСТРОВНЫХ ДУГ
Названия ассоциаций горных пород и рудных формаций в струк-
турно-вещественных единицах зрелых островных дуг отражены в
табл. 9.3. Ниже приведена их обобщенная характеристика.
406


407


Аккреционные призмы, так же как и в развитых дугах, имеют
значительные размеры. Ширина их колеблется от многих десятков до
первых сот километров. Сложены они главным образом флишево-
олистостромовыми толщами. Главный источник осадочных пород —
вулканическая дуга. Аккретированные океанические осадки и вулка-
нические породы не играют существенной роли. Ультрамафитовые
протрузивные тела мелкие и развиты очень редко. Какого-либо суще-
ственного оруденения ни в осадочных, ни в магматических телах не
отмечено.
Внешнее дуговое поднятие выражено нечетко. Фундамент внеш-
него дугового поднятия в Японской дуге представлен метаморфизо-
ванными толщами аккреционной призмы активной окраины-предшест-
венницы. В других островных дугах фундамент не обнажается. Ранний
островодужный комплекс в Японской дуге представлен только интру-
зиями габбро-гранитного состава и телами серпентинитов. В других
дугах развиты умеренно- и высококалиевые вулканиты риолит-базаль-
тового состава. Сколько-нибудь заметного оруденения с ними не свя-
зано.
Преддуговой прогиб хорошо выражен и сложен осадочно-вулка-
ногенными толщами. Существенного оруденения не отмечается.
Вулканическая дуга, от юных и развитых дуг, отличается более
крупными размерами. Ее ширина достигает 300 км. Сложена она уме-
ренно- и высококалиевыми вулканическими породами риолит-базальт-
андезитовой ассоциации и интрузивами главным образом гранодиори-
тового состава. В некоторых дугах, например, Японской, андезиты
преобладают, и такие дуги относятся к андезитоидным. В других же
(Рудно-Алтайской) широко распространены риолиты, и они относятся
к риолитоидным. Преобладает наземный вулканизм. Подводный вул-
канизм свойствен в основном тыловой зоне вулканической дуги, где он
сопровождается формированием крупных гидротермально-осадочных
месторождений медно-свинцово-цинковоколчеданной формации (типа
куроко) и мелких месторождений марганцевой формации. В наземных
вулкано-плутонических поясах развиты крупные эпитермальные ме-
сторождения золото-серебряной формации, мелкие и средние место-
рождения скарново-медной, скарновой и гидротермальной полиметал-
лической, гидротермальной сурьмяно-ртутной формаций, а также са-
мородной серы. Все рудные формации зрелых дуг (кроме самородной
серы) являются золотоносными, и месторождения этих формаций
служат объектами попутного извлечения золота.
408


выводы
И ОСНОВНЫЕ МЕТОДИЧЕСКИЕ РЕКОМЕНДАЦИИ
Главные металлогенические характеристики островных дуг отра-
жены в табл. 10.1. Ниже они сформулированы в виде отдельных поло-
жений.
1. Для островных дуг характерен широкий спектр механизмов
формирования месторождений полезных ископаемых: гидротермаль-
но-осадочный, эпитермальный, гидротермальный порфировый, гидро-
термальный надинтрузивный, скарновый, магматический.
2. Для всех типов островных дуг характерно развитие гидротер-
мально-осадочных месторождений колчеданного типа: крупных мед-
но-цинковоколчеданных — в юных энсиматических дугах, средних
свинцово-медно-цинковоколчеданных — в развитых энсиалических
дугах, уникальных и крупных медно-свинцово-цинковоколчедан-
ных— в зрелых энсиалических дугах; эпитермальных золото-сере-
бряных: мелких — в юных дугах, крупных — в развитых и зрелых ду-
гах. Колчеданные руды вне зависимости от типа дуги формировались в
депрессиях вулканокупольных структур в связи с экструзивными ку-
полами кислого состава. Месторождения золото-серебряной формации
обычно приурочены к кальдерам вулканических построек самого раз-
ного состава.
3. Гидротермальные порфировые месторождения свойственны
всем типам островных дуг: в юных дугах — мелкие медно-порфиро-
вые и медно-молибден-порфировые, в развитых дугах — крупные
медно-порфировые, в зрелых дугах — мелкие золото-порфировые.
4. Уникальность юных островных дуг состоит в приуроченности к
ним: а) реститовых, после выплавления бонинитовых магм, ультрама-
фитов дунит-гарцбургитовой ассоциации с крупными магматическими
(?) месторождениями хромитовых руд; б) ультрамафит-мафитов дунит-
клинопироксенит-габбровой ассоциации с уникальными и крупными
магматическими месторождениями платиновой и титаномагнетитовой
формаций. В развитых и зрелых островных дугах названных ассоциа-
ций горных пород и рудных формаций не установлено.
409


410


5. Месторождения всех рудных формаций во всех типах островных
дуг формируются в настоящее время и формировались в геологиче-
ском прошлом во время перерывов излияния магм. Подавляющая часть
островодужных эндогенных месторождений локализована в вулкано-
купольных постройках, в жерлах вулканов или в их ближайшем об-
рамлении.
6. К металлогеническим исследованиям островодужных структур-
но-вещественных комплексов следует подходить с соблюдением тех-
нологической цепочки геодинамического анализа, которая ранее была
подробно изложена [Основы..., 1995]. В соответствии с технологией
прогнозирования месторождений полезных ископаемых на геодинами-
ческой основе металлогеническое районирование островодужных ре-
гионов должно начинаться с разработки геодинамической модели ис-
следуемого островодужного региона. Ее основу, кроме палеогеодина-
мических построений, должны составлять палеовулканические рекон-
струкции. Палеогеодинамические и палеовулканические исследования
выполняются в соответствии с детальностью металлогенического рай-
онирования: они могут быть глобальными — масштабов 1:10000000
и мельче — для выделения металлогенических провинций; мелкомас-
штабными (1 : 1000000) — для изучения металлогенических зон и
подзон; среднемасштабными (1:200000) — для выделения рудных
районов и узлов; крупномасштабными (1 :50 000) — для рудных по-
лей.
7. На современной технологической базе мелкомасштабного и
среднемасштабного геологического картирования, когда в полной мере
исследуются геохимические составы горных пород, донных осадков и
почв, прогнозные исследования выделенных металлогенических под-
разделений должна выполняться с использованием количественной
оценки рудоносности геологических комплексов.
Геологические аспекты количественной прогнозной оценки метал-
логенических единиц островодужных регионов связаны с результата-
ми специального анализа взаимоотношений конкретных месторожде-
ний и рудопроявлений полезных ископаемых с ассоциациями горных
пород, палеогеодинамическими и палеовулканологическими обстанов-
ками их формирования, с уровнями и структурными особенностями
локализации в геологических телах. Эти аспекты синтезируются в ви-
де моделей формирования и локализации месторождений с установле-
нием генезиса и источника рудных веществ. Синтез этих разработок
картографически оформляется в виде специализированной карты. В
зависимости от сложности геологического строения и полноценности
материалов исследования эта специализированная карта может быть
геодинамической, структурно-формационной или картой геологичес-
411


ких комплексов (СВК). Геохимической основой являются результаты
количественных геохимических исследований содержаний петроген-
ных окислов и малых элементов в горных породах геологических под-
разделений с целью определения их геохимической специализации и
геохимических ресурсов полезных компонентов в цепочке: горная по-
рода - толща - структурно-вещественный комплекс - металлогеничес-
кая единица.
Оценку количественных ресурсов металлогенических единиц ре-
комендуется производить по преобразованному уравнению объемно-
геохимического метода [Методы..., 1985], связывающему через коэф-
фициент металлоносности ресурсы полезного компонента в металло-
генической единице с ее геохимическими ресурсами. Величина коэф-
фициента металлоносное™ напрямую связана с геолого-геохимичес-
кими особенностями металлогенических единиц.


СПИСОК ЛИТЕРАТУРЫ
Авдейко Г. П., Волынец О. И., Мелекесцев И. В. и др. Курило-Камчатская дуга //
Петрология и геохимия островных дуг и окраинных морей. М.: Наука, 1987. С. 37-86.
Авдонин В. В. Гидротермально-осадочные породы рудоносных вулканогенных
комплексов. М.: МГУ, 1994. 184 с.
Авдонин В. В., Гончарова Т. Я. Фации колчеданоносных вулканогенных комплек-
сов. М.: Изд-во МГУ, 1986. 163 с.
Альмухамедов А. И., Гордиенко И. В., Кузьмин М. И., Томуртогоо О., ТомурхууД.
Джидинская зона — фрагмент Палеоазиатского океана // Геотектоника. 1996. № 4.
С. 25-42.
Апродов В. А. Вулканы. М.: Мысль. 1982. 368 с.
Атлас палеотектонических и структурно-формационных карт палеозоя Юго-
Западного Алтая. М.: Недра, 1978.
Бабанский А. Д., Рябчиков И. Д., Богатиков О. А. Эволюция щелочно-земельных
магм М.: Наука, 1983.96 с.
Базылев Б. А., Магакян Р., Силантьев С А. и др. Петрология гипербазитов ком-
плекса Мамония, Юго-Западный Кипр // Петрология. 1993. Т. 1. № 4. С. 348-378.
Бандман А. Л. Теллур и его соединения // Вредные химические вещества. Неорга-
нические соединения элементов V-VHI групп. Л.: Химия, 1989. С. 284-296.
Баранов Э. Н. Эндогенные геохимические ореолы колчеданных месторождений.
М.: Наука, 1987. 296 с.
Батанова В. Г., Астраханцев О. В. Тектоническая позиция и генезис зональных
мафит-ультрамафитовых плутонов севера Олюторской зоны (Корякское нагорье) //
Геотектоника. 1992. № 2. С. 87-103.
Бахарев А. Г., Гамянин Г. Н., Горячев И. А., Половинкин В. Л. Магматические и
рудные формации хребта Улахан-Tac (Северо-Восточная Якутия). Якутск: ЯФ СО АН
СССР, 1988. 200 с.
Безмен Н. И. и др. Пирит-халькопиритовый геотермометр: распределение кобаль-
та // Геохимия. 1978. № 3. С. 384-389.
Беличенко В. Г., Скляров Е. В., Добрецов И. Л., Томуртогоо О. Геодинамическая
карта Палеоазиатского океана. Восточный сегмент // Геология и геофизика. 1994.
№ 7-8. С. 29-40.
Берзин Н. А., Колман Р. Г., Добрецов Н. Л. и др. Геодинамическая карта западной
части Палеоазиатского океана // Геология и геофизика. 1994. № 7-8. С. 29-40.
Берзин Н. А., Кунгурцев Л. В. Геодинамическая интерпретация геологических ком-
плексов Алтае-Саянской области // Геология и геофизика. 1996. № 1. С. 63-81.
Берлянд Н. Г. Карта глубинного строения земной коры Урала. Масштаб
1 : 1 000 000. Объяснительная записка. СПб.: Изд-во ВСЕГЕИ, 1993. 121 с.
Берлянд Н. Г., Луцкина Н. В. Корово-структурный критерий хромитоносности
Урала//Сов. геология. 1985. № 1.С. 17-27.
Бетехтин А. Г. Шорджинский хромитоносный перидотитовый массив (в Закавка-
зье) и генезис месторождений хромистого железняка вообще. Т. 1. // Хромиты СССР.
М.-Л.: АН СССР, 1937. С. 7-156.
413


Бобохов А. С. Эндогенная динамическая система южно-уральской палеоостровной
дуги. М: Наука, 1991. 180 с.
Богатиков О. А., Косарева Л. В., Шарков Е. В. Средние химические составы маг-
матических горных пород. М.: Недра, 1987. 153 с.
Богатиков О. А., Цветков А. А. Магматическая эволюция островных дуг. М.: Нау-
ка, 1988. 248 с.
Богуш И. А., Воронов А. Р. Генетические особенности руд и кремнисто-железистые
эксгалиты Комсомольского месторождения Южного Урала // Кремнисто-железистые
отложения колчеданоносных районов. Свердловск: УрО АН СССР, 1989. С. 75-84.
Бородаевская М. Б., ГоржевскийД. И., Ручкин Г. В. (ред.). Система геологических
наблюдений при прогнозе и поисках месторождений колчеданных руд. М.: ЦНИГРИ.
1992. 223 с.
Бородаевская М. Б., Злотник-Хоткевич А. Г., Пирожок П. И., Ширай Е. П. Усло-
вия локализации и формирования колчеданных руд на примере Учалинского месторо-
ждения // Сов. геология. 1984. № 3. С. 25-35.
Бородаевская М. Б., Кривцов А. //., Ширай Е. П. Основы структурно-формацион
ного анализа колчеданоносных провинций. М.: Недра, 1977.
Бортников Н. С. Парагенетический анализ минеральных ассоциаций в рудах гид-
ротермальных месторождений цветных и благородных металлов. Автореф. докт. дис.
М.:ИГЕМ, 1995.54 с.
Бортников И. С, Федоров Д. Т., Муравьев К. Г. Минеральный состав и условия
образования сульфидных построек бассейна Лау (юго-западная часть Тихого океана) //
Геология рудных месторождений. 1993. Т. 35. № 6. С. 528-544.
Бочкарев В. В., Сурин Т. И. Вулканогенные формации и геодинамическое развитие
Учалино-Александрийской и Ржевской зон Урала. Екатеринбург: Наука, 1993. 80 с.
Булыкин Л. Д., Андреев М. И. Главные генетические типы хромитовых месторож-
дений Урала и закономерности их размещения // Геология и полезные ископаемые
Урала. Свердловск: 1990. С. 65-74.
Варлаков А. С. Генетические особенности хромитового оруденения и прогнозные
критерии // Хромиты Урала, Казахстана, Сибири и Дальнего Востока (материалы семи-
нара по оценке перспектив хромитоносности ультраосновных массивов). М.: 1974.
С. 21-35.
Берниковский В. А. Метаморфические формации и геодинамика Северного Таймы-
ра // Геология и геофизика. 1992. № 11. С. 51-60.
Берниковский В. А., Берниковская А. Е., Ножкин А. Д., Пономарчук В. А. Рифей-
ские офиолиты Исаковского пояса (Енисейский кряж) // Геология и геофизика. 1994.
№7-8. С. 169-181.
Волченко Ю. А. Парагенезисы платиноидов в хромитовых рудах Урала // Петроло-
гия и рудообразование: информационные материалы. Свердловск: УНЦ АН СССР,
1986. С. 56-63.
Волченко Ю. А., Воронина Л. К, Пальгуева Г. В. Паргасит в хромитовых рудах
Кемпирсая // Ежегодник 1990: информ. материалы. Свердловск: УНЦ АН СССР, 1991.
С. 89-92.
Вулканизм Южного Урала / И. Б. Серавкин, А. М. Косарев, Д. Н. Салихов и др. М.:
Наука, 1992. 197 с.
Вулканогенная металлогения Южного Урала / //. Б. Серавкин, С. Е. Знаменский,
А. М. Косарев и др. М.: Наука, 1994. 152 с.
Высоцкий С. В. Офиолитовые ассоциации островодужных систем Тихого океана.
Владивосток: ДВО АН СССР, 1989. 196 с.
Высоцкий С. В., Злобин С. К. Дуга Тонга // Петрология и геохимия островных дуг и
окраинных морей. М.: Наука, 1987. С. 119-140.
414


Высоцкий С. В., Пущин И. К, Таскаев В. П., Кирюхина Н. И. Первая находка оли-
винового бонинита в желобе Тонга//ДАН СССР. 1983. Т. 271. № 1.С. 169-173.
ГяррелсР., Крайст Ч. Растворы, минералы, равновесия. М: Мир, 1968. 368 с.
Геодинамика и металлогения. Тезисы Уральского совещания. Екатеринбург: 1991.
Геодинамическая карта СССР и прилегающих акваторий. Масштаб 1 :2 500 ООО.
М.: МингеоСССР, 1989.
Геодинамические реконструкции / //. И. Абрамович, А. И. Бурдэ, В. Д. Вознесен-
ский и др. Л.: Недра, 1989. 278 с.
Геологическая карта Дальнего Востока СССР и прилегающих акваторий. Масштаб
1 : 1 500 ООО. М.: Мингео СССР, 1991.
Геологические тела (терминологический справочник) / Ред. Ю. А. Косыгин, В. А.
Кулындышев, В. А. Соловьев. М.: Недра, 1986. 334 с.
Геологический атлас России. Масштаб 1 : 10 ООО 000. Раздел 3, Полезные ископае-
мые и закономерности их размещения. М.-СПб, 1996.
Геологическое картирование вулканоплутонических поясов / В. С. Гладких, А. В.
Гущин, Г. С. Гусев и др. М.: 1994. 301 с. (Роскомнедра, Геокарт, МАНПО).
Геологическое картирование раннедокембрийских комплексов / М. В. Минц, В. М.
Моралев, А. Г. Пастухов и др. М.: 1994. (Роскомнедра, Госкомгеология Украины, Гео-
карт, МАНПО).
Геологическое картирование хаотических комплексов / В. М Ненахов, В. Ю. Лы-
точкин, А. С. Перфильев и др. М.: 1992. 231 с. (Роскомнедра, Геокарт).
Геологическое развитие и металлогения Урала / К К. Залоев, М. С. Рапопорт,
Б. А. Попов и др. М.: Недра, 1981. 256 с.
Геологическое строение СССР и закономерности размещения полезных ископае-
мых. Т. 7: Алтае-Саянский Забайкало-Верхнеамурский регионы. Кн. 1: Алтай, Саяны,
Енисейский кряж. Л.: Недра, 1998. 300 с.
Геологическое строение СССР и закономерности размещения полезных ископае-
мых. Т. 7: Алтае-Саянский и Забайкало-Верхнеамурский регионы. Кн. 2: Забайкало-
Верхнеамурский регион. Л.: Недра, 1986. 239 с.
Геология окраинных бассейнов. М.: Мир, 1987. 460 с.
Геолого-минералогические критерии прогнозной оценки хромитоносности ульт-
рабазитовых массивов Полярного Урала / А. Б. Макеев, В. В. Перевозчиков, А. К. Афа-
насьев и др. Сыктывкар: Коми ФАН СССР, 1984. 32 с.
Геосинклинальная и океанская седиментация и вулканизм (сравнительная харак-
теристика) // Труды Геол. ин-та АН СССР. Вып. 396. М.: Наука, 1984. 222 с.
Геохимическая и металлогеническая специализация структурно-вещественных
комплексов / Г. С. Гусев, А. В. Гущин, Ю. К. Кудрявцев и др. М.: 1998. (МПР РФ,
ИМГРЭ, Геокарт, МАНПО).
Гидротермальные системы и осадочные формации срединно-океанических хреб-
тов Атлантики / А. П. Лисицын, Ю. А. Богданов, П. В. Воробьев и др. М.: Наука, 1993.
256 с.
Гидротермальные сульфидные руды и металлоносные осадки океана // Гос. ком.
РФ по геол. и использ. недр. Всесоюз. науч.-исслед. ин-т геол. и минерал, ресурсов
Мирового океана. СПб.: Недра, 1992. 278 с.
Главные рудные геолого-геохимические системы Урала / А. М. Дымкин, В. М. Ие-
чеухин, В. Б. Соколов идр.М.: Наука, 1990. 267 с.
Гладких В. С, Соловьев В. А. Петрохимические и геохимические особенности гео-
синклинального вулканизма (Магнитогорский мегасинклинклинорий) // Региональная
геохимия и рудообразование. М.: Наука, 1980. С. 270-278.
Глубинное строение, тектоника и металлогения Урала / В. М. Нечеухин, И. Г. Бер-
лянд, В. И. Пучков, В. В. Соколов. Свердловск: УНЦ АН СССР, 1986. 106 с.
415


Говоров И. Н., Голубева Э. Д., Пущин И. К. и др. Петрологические провинции Ти-
хого океана. М.: Наука, 1996. 444 с.
Говоров И. И., Паланджян С. А., Тарарин И. А., Коновалов Ю. И. Бонинская пред-
дуговая зона // Петрологические провинции Тихого океана. М: Наука, 1996. С. 325-
369.
Гордиенко И. В. Палеозойский магматизм и геодинамика Центрально-Азиатского
складчатого пояса. М.: Наука, 1987. 239 с.
ГоржевскийД. И., Козеренко В. Н., Константинов Р. М Магматические и рудные
формации. М.: Недра, 1986. 211с.
ГоржевскийД. И., Микунов М. Ф., Филатов Е. И. О металлогеническом значении
срединных массивов на примере свинцово-цинковых провинций // Тектоника средин-
ных массивов. М.: Наука, 1976. С. 109-116.
Городинский М. Е., Гулевич В. В., Незнанов Н. Н., Палымский Б. Ф., Радзивилл
А. Я. О геологии и металлогении Анюйско-Олойского междуречья // Материалы по
геологии и полезным ископаемым Северо-Востока СССР. 1974. Вып. 21. С. 31-41.
Городинский М. Е., Гулевич В. В., Титов В. А. Проявление медного оруденения на
Северо-Востоке СССР // Материалы по геологии и полезным ископаемым Северо-
Востока СССР. 1978. Вып. 24. С. 151-158.
Гусев Г С, Песков А. //. Геохимия и условия образования офиолитов Восточного
Забайкалья // Геохимия. 1996. № 8. С. 723-737.
Гусев Г. С, Песков А. П., Соколов С. К. Палеогеодинамика Муйского сегмента
протерозойского Байкало-Витимского пояса // Геотектоника. 1992. № 2. С. 72-86.
Гусев Г С, Хаин В. Е. О соотношениях Байкало-Витимского, Алдано-Станового и
Монголо-Охотского террейнов (юг Средней Сибири) // Геотектоника. 1995. № 5.
С. 68-82.
Гущин А. В., Гусев Г. С Геохимические особенности магматических пород и ме-
таллогеническая характеристика геодинамических обстановок // Геохимическая и ме-
таллогеническая специализация структурно-вещественных комплексов. М.: МПР,
ИМГРЭ, Геокарт, МАНПО, 1998 (в печати).
Данилов В. Г, Гедько М. Шумов В. В. Колчеданно-полиметаллическое оруде-
нение типа Куроко в Уяндино-Ясачненском вулканическом поясе (Восточная Яку-
тия) // Изв. вузов. Геол. и разв. 1990. № 2. С. 67-72.
Данченко В. Я., Пискунов Б. Н., Рыбин А. В. Магматизм и оруденение в структурах
земной коры Курильской островной дуги // Металлогения складчатых систем с пози-
ций тектоники плит. Тезисы докладов I Всероссийского металлогенического совеща-
ния. Екатеринбург: 1994. С. 82-83.
Деменицкая Р. М. Кора и мантия Земли. М.: Недра, 1967. 280 с.
Денисова Е. А. Строение и деформационные структуры офиолитовых массивов с
лерцолитовым типом разреза // Геотектоника. 1990. № 2. С. 14-27.
Диагенез и катагенез осадочных образований / Под ред. Г Ларсена и В. Чиллинга-
ра. М.: Мир, 1971.465 с.
Дистанов Э. Г Колчеданно-полиметаллические месторождения Сибири. Новоси-
бирск: Наука, 1977. 351 с.
Дистанов Э. Г, Ковалев К. Р. Текстуры и структуры гидротермально-осадочных
колчеданно-полиметаллических руд Озерного месторождения. Новосибирск: Наука,
1975. 168 с.
Дистанов Э. Г, Оболенский А. А. Металлогеническое развитие Центрально-
Азиатского подвижного пояса в связи с его геодинамической эволюцией // Геология и
геофизика. 1994. № 7-8. С. 252-269.
Дистлер В. В., Волченко Ю. А., Крячко В. В. и др. Минералы платиновых металлов
в хромитах Кемпирсайского массива, Южный Урал // Изв. АН СССР. Сер. геол. 1989.
№ 11. С. 113-117.
416


ДобрецЬв И. Л., Молдаванцев Ю. Е., Казак А. П. и др. Петрология и метаморфизм
древних офиблитов (на примере Полярного Урала и Западного Саяна) // Труды ин-та
геол. и геоф. СО АН СССР. Вып. 368. Новосибирск: Наука, 1977. 221 с.
Добрецов Н. Л., Шараськин А. Я., Лаврентьев Ю. Г. и др. Вулканогенные породы
серии марианит-бонинит // Геология дна Филиппинского моря. М.: Наука, 1980.
С. 149-180.
Добровольская М. Г., Данченко В. Я., Бортников Н. С. Сульфидная минерализация
на Курильских островах. Минеральные парагенезисы и геохимические особенности
эндогенного процесса // Геология рудных месторождений. 1996. Т. 38. № 1. С. 54-75.
Дымкин А. М., Нечеухин В. М. Металлогенические этапы и типы структурно-
металлогенических зон Уральской рифтогенной геосинклинали // Закономерности раз-
мещения полезных ископаемых. М.: Наука, 1985. С. 50-56.
Еремин И. И. Дифференциация вулканогенного сульфидного оруденения. М.:
МГУ, 1983.256 с.
Ефимов А. А. Габбро-гипербазитовые комплексы Урала и проблема офиолитов.
М.: Наука, 1984. 232 с.
Жабин А. Г. Онтогения минералов. Агрегаты. М.: Наука, 1979. 261 с.
Жабин А. Г. Особенности рудных тел гидротермально-осадочной фации рудоот-
ложения // Геология рудных месторождений. 1977. № 1. С. 51-69.
Жабин А. Г., Шарфман В. С, Самсонова И. С. Реконструкция обстановки девон-
ского вулканогенно-осадочного сульфидоотложения // Геология рудных месторожде-
ний. 1974. Т. XIII. № 2. С. 60-75.
Жариков В. А., Горбачев И. С. Экспериментальное изучение распределения редко-
земельных элементов между флюидом и базальтовым расплавом при Р = 5 кбар и
Т= 1 100-1 300° С //Док. АН СССР. 1993. Т. 330. № 3. С. 363-366.
Заборовская И. Б. Внутренняя зона Охотско-Чукотского пояса на Тайгоносе. М.:
Наука, 1978. 200 с.
Зайков В. В. Вулканизм и сульфидные холмы палеоокеанических окраин на при-
мере колчеданоносных зон Урала и Сибири. М.: Наука, 1991. 206 с.
Зайков В. В. Строение и рудные фации медно-цинковоколчеданного месторожде-
ния Таш-Тау (Баймакский рудный район, Урал) // Уральский минералогический сбор-
ник. 1995. №5. С. 197-215.
Зайков В. В. Черные курильщики древних океанов // Металлогения древних и со-
временных океанов — 96. Миасс: 1996. С. 30-34.
Зайков В. В. Минералы золота и серебра в зонах субмаринного и континентально-
го гипергенеза медноколчеданных месторождений Южного Урала // Уральский мине-
ралогический сборник. № 7. Миасс: УрО РАН. 1997. С. 33-52.
Зайков В. В., Масленников В. В. О придонных сульфидных постройках на колче-
данных месторождениях Урала // Док. АН СССР. 1987. Т. 293. № 1. С. 181-184.
Зайков В. В., Масленников В. В. Черные курильщики и палеогидротермальные поля
в риолит-базальтовых комплексах Урала // Новые направления в изучении колчедан-
ных месторождений. Новочеркасск: 1997. С. 71-85.
Зайков В. В., Масленников В. В., Зайкова Е. В. Вулканизм и металлоносные отло-
жения девонской островодужной системы Южного Урала. Екатеринбург: 1993. 146 с.
Зайков В. В., Масленников В. В., Кузнецов А. П. и др. Медноколчеданное месторо-
ждение Яман-Касы — новый гидротермальный оазис на дне Уральского палеоокеана //
Уральский минералогический сборник. Миасс: УрО РАН. № 3. 1994. С. 50-55.
Зайков В. В., Шадлун Т. Н., Масленников В. В., Бортников Н. С. Сульфидная за-
лежь Яман-Касы (Южный Урал) — руины древнего «черного курильщика» на дне
Уральского палеоокеана // Геол. рудных месторождений. 1995. Т. 37. № 6. С. 511-529.
Зайкова Е. В. Кремнистые породы офиолитовых ассоциаций (на примере Мугод-
жар). М.: Наука, 1991. 134 с.
27 — Металлогения
417


Злотник-Хоткевт А. Г, Кузнецов А. Г, Пирожок П. И. Генетические особенности
слоистых руд Учалинского месторождения // Продукты разрушения гидротермальных
построек в колчеданоносных рудных районах. Свердловск: У О АН СССР, 1991. С. 56-62.
Золото Урала. Коренные месторождения. Екатеринбург: Наука, 1993. 210 с.
ЗоненшайнЛ. П., Кузьмин М. И. Палеогеодинамика. М.: Наука, 1993. 192 с.
Зоненшайн Л. П., Кузьмин М. И., НатаповЛ. М. Тектоника литосферных плит тер-
ритории СССР. М: Недра, 1990. Кн. 1 — 328 с. Кн. 2 — 334 с.
Иванов К С. Геодинамическая модель формирования платиноносного пояса Ура-
ла// Тектоника и геодинамика: общие и региональные аспекты. Материалы XXXI
Тектонического совещания. Т. 1. М.: ГЕОС, 1998. С. 205-207.
Иванов К. С. Тектоника и геодинамика Урала: развитие идей мобилизма // Текто-
ника и геодинамика: общие и региональные особенности. Материалы XXXI Тектони-
ческого совещания Т. 1. М.: ГЕОС. 1998. С. 207-209.
Иванов С. И. Обсуждение некоторых современных вопросов образования колче-
данных месторождений Урала // Вопросы геологии и происхождения колчеданных ме-
сторождений Урала. Труды Горно-геол. ин-та. Вып. 43. Свердловск: 1959. С. 7-78.
Иванов С. И. Введение // Колчеданные месторождения СССР. М.: Наука, 1983.
С. 3-14.
Иванов С. И., Рокачев С. А. Еще раз о сульфидных обломках в надрудных толщах
и о генезисе колчеданных месторождений Урала // Геология рудных месторождений.
1970. Т. Х.№6. С. 122-129.
Иванов С. И., Рокачев С. А. Происхождение сульфидных обломковидных обособ-
лений в надрудной толще колчеданного месторождения им. XIX партсъезда на
Ю. Урале // Геология рудных месторождений. 1966. Т 6. С. 66-79.
Изучение офиолитовых комплексов при геологическом картировании / Л. Н. Аба-
кумова, О. С. Березнер, Г. С. Гусев и др. М.: 1994. 254 с. (Роскомнедра, Геокарт,
МАНПО).
Инструкция по организации и производству геологосъемочных работ и составле-
нию Государственной геологической карты СССР масштаба 1 :50 000 (1 : 25 000). Л.:
ВСЕГЕИ, 1987. 243 с.
Инструкция по составлению и подготовке к изданию Государственной геологиче-
ской карты Российской Федерации масштаба 1 : 200 000. М.: Роскомнедра, 1995. 124 с.
История развития Уральского палеоокеана. М.: Ин-т океанологии АН СССР, 1984.
165 с.
Кадзивара И. Признаки сингенетического происхождения руд Куроко на руднике
Саканаи// Вулканизм и рудообразование. М.: Мир, 1973. С. 163-168.
Карта геологических формаций Урала, масштаб 1 : 1 000 000. М.: Мингео СССР,
1990.
Кашин С. А. Метаморфизм хромшпинелидов в хромитовых месторождениях Верб-
люжьих гор (на Южном Урале) // Хромиты СССР. Т. 1. М.-Л.: АН СССР, 1937.
С.251-338.
Кашин С. А., Федоров В. Л. Хромитовые месторождения Хабарнинского ультраос-
новного массива // Хромиты СССР. Т. 2. М.-Л.: АН СССР, 1940. С. 199-283.
Кашинцев Г Л., Кузнецов И. Рудник Г Б. Закономерности локализации и про-
гнозная оценка хромитовых руд в гипербазитовых массивах северной части Полярного
Урала // Хромиты Урала, Казахстана, Сибири и Дальнего Востока. М.: Недра, 1974.
С.86-100.
Классификация запасов месторождений и прогнозных ресурсов твердых полезных
ископаемых. М.: Гос. ком. по запасам полезных ископ. при Совмине СССР, 1982. 14 с.
Классификация и номенклатура плутонических (интрузивных) горных пород. М.:
Недра, 1975. 25 с.
Колман Р. Г Офиолиты. М.: Мир, 1979. 261 с.
418


Колчеданные месторождения мира / М. Б. Бородаевская, Д //. Горжевский, А И
Кривцов и др. М: Недра, 1979. 284 с.
Колчеданные мест рождения СССР. М.: Наука, 1983. 222 с.
Комплексные геофизические исследования при прогнозе, поисках и разведке хро-
митовых месторождений / Ред. Т. А. Смирнова, Л. А. Певзнер. М.: Недра, 1986. 260 с.
Конников Э. Г., ГибшерА. С, Изох А. Э. и др. Позднепротерозойская эволюция се-
верного сегмента Палеоазиатского океана: новые радиологические, геологические и
геохимические данные // Геология и геофизика. 1994. № 7-8. С. 152-162.
Кориневский В. Г. Возраст рудовмещающей толщи Блявинского медноколчеданно-
го месторождения на Урале // Сов. геология. 1991. № 7. С. 24-27.
Корус В. М., Наумова Н. Г., Волченко Ю. А., Неустроева И. И. Проблемы исследо-
вания платиноидов в хромитовых рудах // Комплексное использование руд черных ме-
таллов. Свердловск: 1979. С. 55-59.
Костерев Н. Ф., Рязанцева М. Д., Раткин В. В. и др. Геодинамика и металлогения
территории Приморского края // Отечественная геология. 1997. № 11. С. 8-11.
Кравченко Г. Г. Роль тектоники при кристаллизации хромитовых руд Кемпирсай-
ского плутона. М: Наука, 1969. 21 с.
Кривцов А. И. Палеовулканизм эвгеосинклинальных зон Урала и колчеданообра-
зование. М.: Недра, 1979. 220 с.
Кривцов А. И., Мигачев Г. Ф., Попов В. С. Медно-порфировые месторождения ми-
ра. М.: Недра, 1986. 236 с.
КроненД. Подводные минеральные месторождения. М.: Мир, 1982. 392 с.
Кузнецов А. Г. К вопросу о формировании рудовмещающих фаций и обломочных
руд Корбалихинского колчеданно-полиметаллического месторождения (Рудный Ал-
тай) // Металлогения современных и древних океанов. М.: ЦНИГРИ, 1992. С. 156-165.
Кузнецов А. П., Масленников В. В., Зайков В. В. Пригидротермальная фауна Силу-
рийского палеоокеана Южного Урала // Изв. РАН. Сер. биол. 1993. № 4. С. 525-534.
Кузнецов А. П., Масленников В. В., Зайков В. В., Собецкий В. А. Фауна сульфидных
гидротермальных холмов Уральского палеоокеана (средний девон) // Док. АН СССР.
1988. Т. 303. №6. С. 1477-1481.
Кузьмин М. И., Гордиенко И. В., Альмухамедов А. И. и др. Палеоокеанические ком-
плексы Джидинской зоны каледонид (Юго-Западное Забайкалье) // Геология и геофи-
зика. 1995. № 1.С. 3-18.
Курбанов Н. К, Гаджиев Т. Г., Бирюков А. П. Прогнозирование колчеданно-
полиметаллических месторождений в терригенных геосинклиналях фанерозоя // Прин-
ципы прогнозирования свинцово-цинковых месторождений и методика составления
прогнозных карт. М.: Недра, 1978. С. 113-127.
Лазаренков В. Г. Платинометалльная металлогения и реоморфический генезис
клинопироксенитов зональных массивов Урало-Аляскинского типа // Региональная
геология и металлогения. 1997. № 1. С. 116-126.
Лазько Е. Е. Петрохимические типы и провинции гипербазитов Мирового океа-
на // Труды Геол. ин-та АН СССР. 1987. № 414. С. 27-38.
Лазько Е. Е. Ультрабазиты офиолитовой ассоциации // Магматические горные по-
роды. Т. 5: Ультраосновные породы. М.: Наука, 1988. С. 8-96.
Лазько Е. Е., Шарков Е. В. Ультрабазиты срединно-океанических хребтов // Маг-
матические горные породы. Т. 5: Ультраосновные породы. М.: Наука, 1988. С. 263-287.
Лапухов А. С. Зональность колчеданно-полиметаллических месторождений. Ново-
сибирск: Наука, 1975. 264 с.
Лисицын А. П., Богданов Ю. А., Гурвич Е. Г. Гидротермальные образования рифто-
вых зон океана. М: Наука, 1990. 256 с.
Листова Л. П., Бондаренко Г. П. Растворение сульфидов свинца, цинка и меди в
окислительных условиях. М.: Наука, 1969. 183 с.
419


ЛобьеЛ. Оазисы на дне океана. Л.: Гидрометеоиздат, 1990. 156 с.
Логинов В. П., Павпов Н. В., Соколов Г. А. Хромитоносность Кемпирсайского
ультраосновного массива на Южном Урале // Хромиты СССР. Т. 2. М.-Л.: АН СССР,
1940. С. 5-197.
Логинов В. П., Пирожок П. И., Русинов В. Л. Околорудная метасоматическая зо-
нальность в серицитах Учалинского месторождения // Геохимия, минералогия, петро-
логия. Вып. 5. София: АН БНР, 1976. С. 93-100.
Лутц Б. Г. Геохимия океанического и континентального магматизма. М.: Недра,
1980. 247 с.
Луцкина Н. В. Классификация хромитовых месторождений для прогнозирования //
Разведка и охрана недр. 1983. № 2. С. 7-11.
Луцкина Н. В. Хром // Критерии прогнозной оценки территорий на твердые полез-
ные ископаемые. Л.: Недра, 1986. С. 104-128.
Луцкина Н. В., Берлянд Н. Г. Формационное расчленение хромитоносных гиперба-
зитов Урала и их связь с особенностями глубинного строения земной коры // Формаци-
онное расчленение, генезис и металлогения ультрабазитов (тезисы докладов). Сверд-
ловск: 1985. С. 16-17.
Лучицкий И. В., Бондаренко П. М. Эксперименты по моделированию сводовых
поднятий байкальского типа // Геотектоника. 1967. № 2. С. 3-20.
Магматические горные породы. Т. 5: Ультраосновные породы / О. А. Богатиков.
Ю. Р. Васильев, Ю. И. Дмитриев и др. М.: Наука, 1988. 509 с.
Магматические формации СССР. Л.: Недра, 1979. Т. 1 — 317 с.; Т. 2 — 277 с.
Макеев А. Б. Минералогия альпинотипных ультрабазитов Урала. СПб.: Недра,
1992. 197 с.
Макеев А. Б., Перевозчиков Б. В., Афанасьев А. К. Хромитоносность Полярного
Урала. Сыктывкар: Коми филиал АН СССР, 1985. 152 с.
Малахов И. А. Петрохимия главных формационных типов ультрабазитов. М.: Нау-
ка, 1983.223 с.
Маракушев А. А. Петрология. М.: МГУ, 1988. 309 с.
Маракушев А. А. Положение платиновых металлов в системе экстремальных со-
стояний химических элементов и формационные типы их месторождений // Платина
России. Проблемы развития минерально-сырьевой базы платиновых металлов. М.: Ин-
форммарк, 1994. С. 206-227.
Масленников В. В. Гальмиролиз и реактивность компонентов околорудных осадков
как факторы литолого-минералогической зональности колчеданоносных палеогидротер-
мальных полей // Металлогения древних и современных океанов. Миасс: УрО РАН, 1997.
Масленников В. В. Литологический контроль медноколчеданных руд (на примере
Сибайского и Октябрьского месторождений Урала). Свердловск: УрО РАН СССР,
1991. 139 с.
Масленников В. В., Василенко В. И. К вопросу о структурно-минералогической и
геохимической зональности рудных тел Сибайского медноколчеданного месторожде-
ния (Южный Урал) // Минералогическая зональность и локальный прогноз оруденения.
Ростов-на-Дону, 1991. С. 94-99.
Масленников В. В., Зайков В. В. О процессах придонного разрушения сульфидных
построек в палеоокеанических структурах // Кремнисто-железистые отложения колче-
даноносных районов. Свердловск: УрО АН СССР, 1991. С. 211-226.
Масленников В. В., Зайков В. В. Опыт картирования и критерии выделения палеогид-
ротермальных полей в колчеданоносных структурах Южного Урала // 100 лет геологиче-
ского картографирования на Урале. Сборник статей. Екатеринбург: 1997. С. 170-182.
420


Масленников В. В., Котляров В. А. Микроструктуры кварц-гематитовых пород Си-
байского и Октябрьского медноколчеданных месторождений (Южный Урал) // Мине-
ралы месторождений и зон техногенеза рудных районов Урала. Свердловск: УрО АН
СССР, 1990. С. 73-82.
Масленников В. В., Херрингтон Р., Буслаев Ф. П., Стэнли К. Самородный теллур,
теллуриды и сульфотеллуриды в сульфидных трубах «черного курильщика» Яман-
Касинского медно-цинковоколчеданного месторождения // Уральский минерал, сбор-
ник. № 7. Миасс: Имин, 1997.
Мацумото Т., Кимура Т. Юго-Западная Япония // Мезо-кайнозойские складчатые
пояса. Материалы по сравнительной тектонике. Т. 2. М.: Мир, 1977. С. 150-194.
Медно-колчеданные месторождения Урала: Геологические условия размещения /
В. А. Прокин, В. М. Нечеухин, П. Ф. Сопко и др. Свердловск: УНЦ АН СССР, 1985.
288 с.
Медно-колчеданные месторождения Урала: Геологическое строение / В. А. Про-
кин, Ф. П. Буслаев, М. И. Исмагилов и др. Свердловск: УНЦ АН СССР, 1988. 241 с.
Медно-колчеданные месторождения Урала. Условия формирования. / Ред. С И.
Иванов, В. А. Прокин. Екатеринбург: УО РАН, 1992. 304 с.
Меднорудные месторождения — типы и условия образования / Под ред. А. И
Кривцова и др. М.: Недра, 1987. 197 с. (ЦНИГРИ).
Меланхолина Е. Н. Габброиды и параллельные дайки в структуре острова Шикотан
(Малая Курильская гряда) // Геотектоника. 1978. № 3. С. 128-136.
Металлогеническая карта Алтае-Саянской складчатой области. Масштаб
1 : 1 500 000. М: Мингео СССР, 1987.
Металлогеническая карта Урала. Масштаб 1 : 1 000 000. М.: Мингео, 1987.
Металлогения складчатых областей с позиций тектоники плит Екатеринбург: УО
РАН, 1996. 248 с.
Методика геодинамического анализа при геологическом картировании / Г. С. Гу-
сев, М. В. Минц, Д. И. Мусатов и др. М.: Недра, 1991. 204 с.
Методика общих поисков при ГСР-50. М.: ЦНИГРИ, 1991. 259 с.
Методические указания о порядке проведения геологоразведочных работ на твер-
дые полезные ископаемые по стадиям. М.: Мингео СССР, 1984. 23 с.
Методы количественного прогнозирования ресурсов редких металлов / В. В. Ива-
нов, С. М. Бескин, В. Н. Бондаренко и др. М.: Недра, 1985. 224 с.
Минеральные ресурсы Учалинского горно-обогатительного комбината / И. Б. Се-
равкин, П. И Пирожок, В. И. Скуратов и др. Уфа: Баш. книжн. изд-во, 1994. 328 с.
Митчелл А., Гарсон М. Глобальная тектоническая позиция минеральных месторо-
ждений. М. Мир, 1984. 496 с.
МиясироА., Аки К, ШенгерА. Орогенез. М.: Мир, 1985. 286 с.
Молошаг В. П., Буслаев Ф. П. Редкие минералы и особенности их распределения в
рудах Гайского месторождения // Ежегодник — 1981. Ин-т геологии и геохимии УрО
АН СССР. Свердловск: 1982. С. 94-95.
Морковкина В. Ф. Габбро-перидотитовая формация Полярного Урала. М.: Наука,
1967. 280 с.
Москалева С. В. Гипербазиты и их хромитоносность. Л.: Недра, 1974. 279 с.
Москалева С В. Перспективная оценка минеральных ресурсов территории СССР.
Хромит. Объяснительная записка к карте масштаба 1 :7 500 000. Л.: ВСЕГЕИ, 1977.
23 с.
Мурзин В. В. Состав самородного золота Урала и его типоморфное значение.
Свердловск: УНЦ АН СССР, 1983. 58 с.
Мурзин В. В., Малюгин А. А. Типоморфизм золота зоны гипергенеза. Свердловск:
УНЦ АН СССР, 1987. 93 с.
421


Некрасов Г. Е. Тектоника и магматизм Тайгоноса и Северо-Западной Камчатки.
М.: Наука, 1976. 159 с.
Нестеренко Г. В. Прогноз золотого оруденения по россыпям. Новосибирск: СО
Наука, 1991. 190 с.
Нечеухин В. М. Плитотектонические основы металлогении // Ежегодник 1995 У О
РАН. Екатеринбург: 1996. С. 151-153.
Овчинников Л. Н Прогноз рудных месторождений. М: Недра, 1992. 308 с.
Овчинников Л. Н, Лутков Р. //. Геохимические типы и зональность колчеданного
оруденения Урала. М.: Наука, 1983. 184 с.
Океанология. Геофизика океана. Т. 2. Геодинамика. М.: Наука, 1979. 416 с.
Основы геодинамического анализа при геологическом картировании / //. И. Абра-
мович, В. Н Зелепугин, С. В. Аплонов и др. М.: 1997. 519 с. (МПР РФ, ВСЕГЕИ, Гео-
карт, МАНПО).
Основы металлогенического анализа при геологическом картировании. Металло-
гения геодинамических обстановок / Г С. Гусев, В. В. Зайков, Е. В. Зайкова, А. А. Кова-
лев и др. М.: 1995. 468 с. (Роскомнедра, Геокарт, МАНПО).
Павлов Н. В. Химический состав хромшпинелидов в связи с петрографическим со-
ставом пород ультраосновных интрузивов // Труды Геол. ин-та АН СССР. Сер. рудных
месторожд. 1949. Вып. 103. № 13. С. 10-35.
Павлов Н. В., Григорьева И. П. Месторождения хрома // Рудные месторождения
СССР. Т. 1. М.: Недра, 1974. С. 168-220.
Павлов Н. В., Григорьева-Чупрынина И. И. Закономерности формирования хроми-
товых месторождений. М.: Наука, 1973. 199 с.
Павлов Н. В., Григорьева И. И., Гришина Н. В. Образование и генетические типы
хромитовых месторождений геосинклинальных областей // Условия образования маг-
матических рудных месторождений. М.: Наука, 1979. С. 5-78.
Павлов Н. В., Кравченко Г. Г., Чупрынина И. И. Хромиты Кемпирсайского плуто-
на. М.: Наука, 1968. 127 с.
Павпов Н. В., Соколов Г А. Некоторые закономерности размещения хромитовых
месторождений в Кемпирсайском ультраосновном плутоне, включая скрытые рудные
тела // Вопросы изучения и методы поисков скрытого оруденения. М.: Госгеолтехиз-
дат, 1963. С. 93-106.
Паланджян С. А. Типизация мантийных перидотитов по геодинамическим обста-
новкам формирования. Магадан: Сев.-вост. комплекс. НИИ, 1992. 104 с.
Парфенов Л. М., Натанов Л. М., Соколов С. Д., Цуканов Н. В. Террейны и аккре-
ционная тектоника Северо-Восточной Азии // Геотектоника. 1993. № 1. С. 68-78.
Перевозчиков Б. В. Закономерности размещения хромитового оруденения севера
Урала и перспективная оценка его хромитоносности // Магматизм и металлогения Ев-
ропейского Северо-Востока СССР. IX Геол. конф. Коми АССР. Сыктывкар: 1982.
С. 70-74.
Перевозчиков Б. В. Крупномасштабное геологическое картирование гипербазитов
дунит-гарцбургитового формационного типа (на примере массива Рай-Из) // Геологи-
ческое картирование магматических комплексов Урала. Информационные материалы к
V Уральскому петрографическому совещанию. Свердловск: 1986. С. 16-17.
Перевозчиков Б. В. Геодинамические условия формирования хромитового оруде-
нения в альпинотипных ультрабазитах Урала // Металлогения складчатых систем с по-
зиций тектоники плит. Екатеринбург: УРО РАН, 1996. С. 162-167.
Перижняк Н А. Фации вулканогенных пород Сибайского месторождения // Тр.
ЦНИГРИ. 1970. Вып. 92. С. 116-130.
Петрологические провинции Тихого океана / //. Н Говоров, Э. Д. Голубева, И. К.
Пущин и др. М.: Наука, 1996. 444 с.
422


Петрология и геохимия островных дуг и окраинных морей / Г И Авдейко, А. Д.
Бабанский, О. А. Богатжов и др. М.: Наука, 1987. 336 с.
Пирожок П. П., Злотник-Хоткевич А. Г Новые данные о генезисе Учалинского
колчеданного месторождения //Док. АН СССР. 1978. Т. 242. № 2. С. 390-393.
Пирс Дж. А., Липпард С. Дж., Роберте С. Особенности состава и тектоническое
значение офиолитов над зоной субдукции // Геология окраинных бассейнов. М.: Мир,
1987. С.134-165.
Поиски, разведка и оценка хромитовых месторождений / Ред. Т. А. Смирнова, В. И.
Сегалович. М.: Недра, 1987. 166 с.
Попов В. С. Бониниты, их происхождение и соотношения с другими типами маг-
матических пород (обзор иностранной литературы) // Зап. ВМО, 1988. Ч. CXVII.
Вып. 6. С. 730-746.
Портнягин М. В., Магакян Р., Шминке Х-У. Геохимическое разнообразие бони-
нитовых магм по данным изучения магматических включений в высокомагнезиальном
оливине из лав Юго-Западного Кипра // Петрология. 1996. Т. 4. № 3. С. 250—265.
Продукты разрушения гидротермальных построек в колчеданоносных районах /
Под ред. Зайкова В. В. и Масленникова В. В. Свердловск: УрО АН СССР, 1991. 228 с.
Происхождение вулканических серий островных дуг / Т. И. Фролова, И. А. Бурико-
ва, А. В. Гущин и dp. М.: Недра, 1985. 275 с.
Прокин В. А. Закономерности размещения колчеданных месторождений на Юж-
ном Урале. М.: Недра, 1977. 176 с.
Прокин В. А. Типы сульфидных месторождений Урала // Новые направления в
изучении колчеданных месторождений. Новочеркасск: 1997. С. 54-70.
Прокин В. А., Богоявленская О. В., Масленников В. В. Условия нахождения фауны
на медноколчеданных месторождениях Урала // Геология рудных месторождений.
1985. № 1.С. 114-117.
Прокин В. А., Нечеухин В. М., Буслаев Ф. П. Медно-колчеданные системы // Глав-
ные рудные геолого-геохимические системы Урала. М.: Наука, 1990. 270 с.
Прокин В. А., Полтавец Ю. А. Геодинамические условия формирования эндоген-
ных меднорудных и железорудных месторождений Урала // Ежегодник ИГИГ УО РАН.
Екатеринбург: 1996. С. 161-165.
Прокин В. А., Ярош П. Я., Рудницкий В. Ф. Модель формирования колчеданных
месторождений Уральского типа // Генетические модели эндогенных рудных форма-
ций. Новосибирск: 1983. Т. 2. С. 102-108.
Пуркин А. В. Денисова Т. А. Геологические критерии прогнозирования и поисков
на Урале скрытых стратиформных медноколчеданных месторождений, сформирован-
ных по продуктам субмаринного выветривания базальтов. Свердловск: Уралгеология,
1987. 190 с.
Пучков В. И. Палеоокеанические структуры Урала // Геотектоника. 1993. № 3.
С. 18-33.
Рамдор И О широко распространенном парагенезисе рудных минералов, возни-
кающих при серпентинизации // Геология рудных месторождений. 1967. № 2. С. 32-43.
Романовский С П., Тараканов А. С, Феоктистов В. П., Щеглов А. Д. Геодинамика
и минерагения осадочных бассейнов (пути решения проблемы) // Региональная геоло-
гия и металлогения. 1993. № 1. С. 63-76.
Ротараш И. А., Самыгин С Г, Гредюшко Е. А. и др. Девонская активная конти-
нентальная окраина на Юго-Западном Алтае // Геотектоника. 1982. № 1. С. 44-59.
Рудник Г. Б. Петрогенезис ультраосновных пород Нуралинского массива на Юж-
ном Урале // Соотношение магматизма и метаморфизма в генезисе ультрабазитов. М.:
Наука, 1965. С 68-100.
Рудницкий В. Ф., Путинцева Е. В. Текстурная зональность Учалинского меднокол-
чеданного месторождения (Южный Урал) // Док. АН СССР. 1987. С. 403-406.
423


Рудные месторождения и физические поля Урала / Е. М Ананьева, К. К Золоев,
Р. II. Лутков и др. Екатеринбург: УрО РАН, 1996. 295 с.
Рудоносные и рудные формации Урала. Свердловск: УО АН СССР, 1988. 147 с.
Рыкус М. В. Вулканизм и металлогения Домбаровского палеовулканического поя-
са Южного Урала. Уфа: БНЦ УрО РАН, 1992. 172 с.
Рябчиков И. Д. Состав верхней мантии Земли // Геохимия. 1997. № 5. С. 467-478.
Савва И. Е., Пляшкевич А. А., Перов С. Ф. Золото-серебряные и серебряные место-
рождения окраинно-континентальных вулканических поясов Северо-Востока России //
Отечественная геология. 1997. № 12. С. 6-14.
Савельев А. А. Хромиты Войкаро-Сыньинского массива // Генезис ультрабазитов и
связанного с ними оруденения. Свердловск: УНЦ АН СССР, 1977. С. 63-76.
Савельева Г. Н. Альпинотипные гипербазиты Войкаро-Сыньинского массива (По-
лярный Урал) // Генезис ультрабазитов и связанного с ним оруденения. Свердловск:
1977. С. 3-17.
Савельева Г. II. Габбро-ультрабазитовые комплексы офиолитов Урала и их анало-
ги в современной океанической коре // Труды Геол. ин-та АН СССР. Вып. 404. М.:
Наука, 1987. 246 с.
Савельева Г. Н., Добрецов Н. Л., Лаврентьев 10. Г. и др. Петрология гипербазитов,
габбро и метаморфических пород // Геология дна Филиппинского моря. М.: Наука,
1980. С. 180-237.
Савельева Г. И., Савельев А. А. Хромиты в структуре офиолитовых ультрабазитов
Урала // Геотектоника. 1991. № 3. С. 47-58.
Савельева Г. Н., Степанов А. А. Эволюция энстатитов при высокотемпературных
деформациях гарцбургитов Войкаро-Сыньинского массива (Полярный Урал) // Изв. АН
СССР. Сер. геол. 1979. № 2. С. 47-55.
Сазонов В. И. Хром в гидротермальном процессе. М.: Наука, 1978. 287 с.
Сазонов В. Н. Березит-лиственитовая формация и сопутствующее ей оруденение.
Свердловск: 1984. 208 с.
Салихов Д. Н. Средне-позднепалеозойская коллизионная история развития Магни-
тогорского синклинория. Докт. дис. (доклад). Екатеринбург: 1997. 86 с.
Салихов Д. //., Митрофанов В. А. Интрузивный магматизм верхнего девона-
нижнего карбона Магнитогорского мегасинклинория. Уфа: УНЦ АН СССР, 1974. 142
с.
Салихов Д. Н., Яркова А. В. Нижнекаменноугольный вулканизм Магнитогорского
мегасинклинория. Уфа: БНЦ УрО РАН, 1992. 138 с.
Сегалович В. II. Хромитовые месторождения Кемпирсайского ультраосновного
массива // Геофизические методы поисков рудных месторождений. Алма-Ата: Каз-
ВИРГ, 1970. С. 349-369.
Серавкин II. Б. Вулканизм и колчеданные месторождения Южного Урала. М.:
Наука, 1986. 268 с.
Сергеев Н. Б., Бугельский Ю. 10., Кузнецова О. 10. Распределение золота в зоне
окисления колчеданных месторождений Урала // Геология рудных месторождений.
1994. Т. 38. №4. С. 321-332.
Сергеев Н. Б., Зайков В. В., Лапутина II. П., Трофимов О. В. Золото и серебро в зо-
не гипергенеза серноколчеданной залежи Гайского месторождения (Южный Урал) //
Геология рудных месторождений. 1994. Т. 36. № 2. С. 169-183.
Силантьев С. А., Злобин С. К. Метаморфизм пород приостровного склона север-
ной части желоба Тонга // Океанический магматизм — эволюция, геологическая корре-
ляция. М.: Наука, 1986. 270 с.
Система геологических наблюдений при прогнозе и поисках месторождений кол-
чеданных руд / М. Б. Бородаевская, А. Г. Волчков, Д. И. Горжевский и др. М.: ЦНИГРИ,
1992.225 с.
424


Скрипченко И. С Вулканогенно-осадочное рудоообразование. М.: Недра, 1966.
291 с.
Скрипченко И. С. Гидротермально-осадочные сульфидные руды базальтоидных
формаций. М.: Наука, 1972. 217 с.
Смирнова Т. А. Формации хромитовых месторождений // Принципы прогноза и
оценки месторождений полезных ископаемых. Т. 2. М.: Недра, 1977. С. 3-42.
Смирнова Т А. Месторождения хромитов // Принципы прогноза и оценки место-
рождений полезных ископаемых. 2-е изд. М.: Недра, 1984. С. 99-127.
Снежко Е. А., Исаев В. С Марианит-бонинитовые рудоносные формации палеозоя
Северного Кавказа//Док. АН СССР. 1988. Т. 302. № 6. С. 1448-1450.
Соболев А. В. Включения расплавов в минералах как источник принципиальной
петрологической информации // Петрология. 1996. Т. 4. № 3. С. 228-239.
Соболев А. В., Данюшевский Л. В. Доказательство магматической природы Н20 и
определение ее содержания в остаточном бонинитовом расплаве // Док. АН СССР.
1986. Т. 288. №4. С. 962-965.
Соболев А. В., Портнягин М. В., Дмитриев Л. В. и др. Петрология ультрамафиче-
ских магм и ассоциирующих пород массива Троодос. о-в Кипр // Петрология. 1993.
Т. 1.№4. С. 379-412.
Соколов Г. А. Хромиты Урала, их состав, условия кристаллизации и закономерно-
сти распространения // Труды ин-та геол. наук АН СССР. Вып. 97. Сер. рудн. месторо-
ждений. № 12. М.: АН СССР, 1948. 128 с.
Соколов С. Д., Белобяжский С. Г Террейны Корякского нагорья // Геотектоника.
1996. №6. С. 68-80.
Сопко П. Ф. Колчеданные месторождения Малого Кавказа. М.: Недра, 1971.
Сорохтин О. Г., Ушаков С. А. Природа тектонической активности Земли // Итоги
науки и техники. Сер. Физика Земли. М.: ВИНИТИ, 1993. 292 с.
Спижарский Т. И. Обзорные тектонические карты СССР (составление карт и ос-
новные вопросы тектоники). Л.: Недра, 1973. 240 с.
Ставский А. П., Гедько М. И, Данилов В. Г. Уяндино-Ясачненская островная ду-
га// Геологическое картирование вулканоплутонических поясов. М.: 1994. С. 265-297.
Строение, эволюция и минерагения гипербазитового массива Рай-Из. Свердловск:
УрО АН СССР, 1990. 228 с.
Структура и эволюция земной коры Якутии / Г. С Гусев, А. Ф. Петров, Г С
Фрадкин и др. М.: Наука, 1985. 248 с.
Структурно-формационная карта России. Масштаб 1 : 5 000 000. М.: Роскомнедра,
1994.
Сурин Т. И. Островодужные формации Учалинско-Александринской зоны // Фор-
мационный анализ магматитов. Свердловск: У О АН СССР, 1989. С. 41-42.
Сурин Т. Н. Геодинамика и металлогения Учалинско-Александринской зоны //
Геодинамика и металлогения Урала. Свердловск: ИГГ УО АН СССР, 1991. С. 122-123.
Сурин Т. Н. Петрология и геохимия вулканитов раннеживетской риолит-базаль-
товой колчеданоносной формации. Уфа: УНЦ РАН, 1993. 45 с.
Сурин Т. И. Металлогеническая зональность и эволюция Восточно-Магнитогорской
островной дуги // Металлогения складчатых систем с позиций тектоники плит. Тезисы I
Всероссийского металлогенического совещания. Екатеринбург: 1994. С. 120-122.
Сурин Т. И. Петролого-минералогические исследования магматитов Восточно-
Магнитогорского пояса (Южный Урал). Миасс: Геотур, 1997. 310 с.
Сурнин А. А. Позднеюрские ультраосновные и основные комплексы Колымского
массива. Новосибирск: Наука, 1990. 160 с.
Твалчрелидзе Г. А. Малый Кавказ // Колчеданные месторождения мира. М.: Недра,
1979. С. 47-54.
Твалчрелидзе Г. А. Металлогения земной коры. М.: Недра, 1985.
425


Твалчрелидзе Г А. Геохимические условия образования колчеданных месторожде-
ний. М.: Недра, 1987. 188 с.
Тектоника континентальных окраин северо-запада Тихого океана. М.: Наука, 1980.
286 с.
Тектоника, магматические и метаморфические комплексы Колымо-Омолонского
массива / Г. А. Гринберг, Г С. Гусев, А. Г Бахарев и др. М.: Наука, 1981. 360 с.
Теленков О. С, Масленников В. В. Автоматизированная экспертная система типи-
зации кремнисто-железистых отложений палеогидротермальных полей Южного Урала.
Миасс: Имин УрО РАН, 1995. 200 с.
Тесалина С. Г., Масленников В. В., Трофимов О. В. Особенности строения и соста-
ва залежи кластогенных руд Александрийского медно-цинковоколчеданного месторо-
ждения // Уральский минерал. Сб. № 3. Миасс: ИМин УрО РАН, 1994. С. 131-140.
Тильман С. М., Афицкий А. И., Чехов А. Д. Сравнительная тектоника Алазейской и
Олойской зон (Северо-Восток СССР) и проблема Колымского массива // Геотектоника.
1977. №4. С. 6-17.
Томблин Дж. Малые Антильские острова // Мезо-кайнозойские складчатые пояса.
Материалы по сравнительной тектонике. Т. 2. М.: Мир, 1977. С. 325-333.
Требования к общим поискам при геологосъемочных работах масштаба 1 : 50 000
и их качеству. Л.: ВСЕГЕИ, 1990. 32 с.
УилсонДж. Л. Карбонатные фации в геологической истории. М.: Недра, 1980.463 с.
Учалинское медно-цинковоколчеданное месторождение уральского типа / //. Б.
Серавкин, С. Е. Знаменский, В. И. Скуратов и др. Уфа: БНЦ УО РАН, 1992. 173 с.
Федоровский В. С, Владимиров А. Г, Хаин Е. В., Каргополов С. А. Тектоника, ме-
таморфизм и магматизм коллизионных зон каледонид Центральной Азии // Геотекто-
ника. 1995. № 3. С. 3-23.
Ферштатер Г. Б., Беа Ф. Геохимическая типизация Уральских офиолитов // Гео-
химия. 1996. № 3. С. 195-218.
Ферштатер Г. Б., Рапопорт М. С, Смиров В. И. и др. Орогенный гранитоидный
магматизм Урала. Миасс: 1994. 190 с.
Филатов Е. И. Полиметаллические месторождения фанерозоя. М.: Недра, 1986.
198 с.
Филатов Е. И., Жабин А. Г., Кудрявцев Ю. К, Бескин С. М. Современные идеи по
геохимической специализации геологических формаций в связи с оценкой их рудонос-
ности // IV Объединенный международный симпозиум по проблемам прикладной гео-
химии. Тезисы. Т. 1. Иркутск: 1994. С. 66-67.
Филатов Е. И., Ширай Е. П. О палеосистеме островных дуг Зайсанской складча-
той области //Док. АН СССР. 1975. Т. 225. № 1. С. 172-175.
Филатов Е. И., Ширай Е. П. Формационный анализ рудных месторождений. М.:
Недра, 1988. 144 с.
Филатов Е. И., Ширай Е. П. Формационный анализ как основа прогнозно-
металлогенических исследований // Отечественная геология. 1995. № 5. С. 34-38.
Филатов Е. И., Ширай Е. П. Металлогеническая зональность переходных областей
от океана к континенту // Металлогения складчатых систем с позиций тектоники плит.
Екатеринбург: УрО РАН, 1996. С. 38-43.
Фоминых В. Г., Дымкин А. М., Попов Б. А. и др. Прогнозная оценка титаномагнети-
товых руд Урала. Свердловск: УНЦ АН СССР, 1985. 51 с.
Формирование земной коры Урала / С. И. Иванов, В. И. Пучков, К. С Иванов и др.
М.: Наука, 1986.248 с.
Фрайер П. Грязевые вулканы в районе Марианских островов // В Мире Науки.
1992. №4. С. 14-21.
426


Франклин Дж. А/., Лайдон Дж. У., Сангстер Д. Ф. Колчеданные месторождения
вулканической ассоциации // Генезис рудных месторождений. Т. 2. М.: Мир, 1984.
С. 39-252.
Фролова Т. Я. Малая Антильская островная дуга // Петрология и геохимия остров-
ных дуг и окраинных морей. М.: Наука, 1987. С. 140-158.
Фролова Т. Я, Бурикова Я. А. Геосинклинальный вулканизм (на примере восточ-
ного склона Южного Урала). М.: МГУ, 1977. 279 с.
Фролова Т. Я, Бурикова Я. А. Магматические формации современных геотектони-
ческих обстановок. М.: МГУ, 1997. 320 с.
Фролова Т. //., Гущин А. В. Условия генерации базальтовых магм океанов и ост-
ровных дуг// Вестн МГУ. 1981. № 4. С. 3-16.
Хаин В. Е., Балуховский А. Н. Историческая геотектоника. Мезозой и кайнозой. М.:
Недра, 1992. 452 с.
Хаин В. Е., Ломизе М. Г. Геотектоника с основами геодинамики. М.: Изд-во МГУ,
1995. 480 с.
Хаин В. Е., Сеславинский К. Б. Историческая геотектоника. Палеозой. М.: Недра,
1991.399 с.
Хаин Е. В. Офиолиты и покровная структура Передового хребта Северного Кавка-
за // Геотектоника. 1979. № 4. С. 63-80.
Ханчук А. Я, Раткин В. В., Рязанцева М. Д. Голозубов В. В., Гонохова И. Г. Геоло-
гия и полезные ископаемые Приморского края. Владивосток: Дальнаука, 1995. 68 с.
Царицын Е. И К вопросу о метаморфизме акцессорных хромшпинелидов в гипер-
базитах Восточного Оренбуржья // Геология и полезные ископаемые Урала. Сверд-
ловск: 1969. С. 94-97.
Чащухин Я. С, Перевозчиков Б. В., Царицын Е. П. Метаморфизм гипербазитов
массива Рай-Из (Полярный Урал) // Исследования по петрологии и металлогении Ура-
ла. Свердловск: 1986. С. 49-75.
Шадерман Ф. И., Кременецкий А. А. Новый сырьевой источник рения и перспек-
тивы его промышленного освоения // Разв. и охрана недр. 1996. № 8.
Шараськин А. Я. Тектоника и магматизм окраинных морей в связи с проблемами
эволюции коры и мантии. М.: Наука, 1992. 182 с.
Шеменда А. И. Моделирование крупномасштабных деформаций литосферы //
Экспериментальная тектоника: методы, результаты, перспективы. М.: Наука, 1989.
С.252-262.
Шилова Т. А. О хромшпинелидах Алапаевского массива // Минералогия и геохи-
мия гипербазитов Урала. Свердловск: УНЦ АН СССР, 1977. С. 33-45.
Ширай Е. П., Пугачева И. Я, Ручкин Г. В. Систематика колчеданоносных геологи-
ческих формаций // Система геологических наблюдений при прогнозе и поисках кол-
чеданных месторождений. М.: ЦНИГРИ, 1992. С. 28-36.
Штейнберг Д. С, Чащухин И. С. Серпентинизация ультрабазитов. М.: Наука,
1977.312 с.
Штейнберг Д. С, Чащухин И. С. Проблемы гидратации и дегидратации гиперба-
зитов // Эволюция офиолитовых комплексов. Свердловск: 1981. С. 41-48.
Штейнберг Д. С, Чащухин И. С, Уймин С Г Кальций-алюминиевое отношение в
альпинотипных ультрамафитах как индикатор степени унаследованности состава хон-
дритов // Петрология гипербазитов и базитов. Новосибирск: Наука, 1990. С. 41-52.
Щепотьев Ю. М., Вартанян С. С, Орешин В. Ю., Гузман Б. В. Золоторудные ме-
сторождения островных дуг Тихого океана. М.: ЦНИГРИ, 1989. 244 с.
Щербаков С. А. Пластические деформации ультрабазитов офиолитовой ассоциа-
ции Урала. М.: Наука, 1990. 119 с.
Эволюция магматизма в истории Земли / Ред. О. А. Богатиков. М.: Наука, 1987.
438 с.
427


Эволюция металлогении Урала в процессе формирования земной коры. Сверд-
ловск: УО АН СССР, 1983. 136 с.
Язева Р. Г., Бочкарев В. В. Силурийская островная дуга Урала: структура, разви-
тие, геодинамика // Геотектоника. 1995. № 6. С. 32-44.
Язева Р. Г., Бочкарев В. В. Магматические формации Гумбейской зоны (Южный
Урал) // Ежегодник ИГИГ УО РАН. Екатеринбург: 1996. С. 125-127.
Язева Р. Г., Пучков В. //., Бочкарев В. В. Реликты активной континентальной ок-
раины в структурах Урала // Геотектоника. 1989. № 3. С. 76-85
Ярош П. Я. Диагенез и метаморфизм колчеданных руд на Урале. М.: Наука, 1973.
240 с.
Ярош И Я., Буслаев Ф. П., Нестеренко В. С. О полосчатой текстуре руд Гайского
месторождения // Ежегодник-1976. Ин-т геол. и геохим. Свердловск: УНЦ АН СССР,
1977. С. 125-126.
Яхонтова Л. К., Грудев А. П. Минералогия окисленных руд: Справочное пособие.
М.: Недра, 1987. 198 с.
Arculus R. J., Bloomfield A. L. Major-element geochemistry of ashes from sites 782, 784
and 786 in the Bonin forearc // Proc. ODP. Sci. Results. 1992. V. 125. P. 277-292.
Arculus R. J., Pearce J. A., Murton В., van der Laan S. Igneous stratigraphy and major
element geochemistry of holes 786A and 786B // Proc. ODP. Sci. Results. 1992. V. 125.
P. 143-170.
Banks D. A. Hydrothermal chimneys and fossil worms from Tynagh Pb-Zn deposit, Ire-
land // Geology and genesis of mineral deposits in Ireland. 1985. P. 441-447.
Bonetti E., Michael P. J. Mantle peridotites from continental rifts to ocean basins to sub-
duction zones//Earth and Planet. Sci. Lett. 1989. V. 91. № 3/4. P. 297-311.
Boudier F., Nicolas A. Harzburgite and lherzolite subtypes in ophiolitic and oceanic en-
vironments // Earth and Planet. Sci. Lett. 1985. V. 76. № 1/2. P. 84-92.
Bougault H., Maury R. C, El Azzouzi M., Joron J.-L., Cotten J., Treuil M. Tholeiites,
basaltic andesites, and andesites from Leg 60 sites: geochemistry, mineralogy, and low parti-
tion coefficient elements // Init. Repts, DSDP. 1981. V. 60. P. 657-678.
Bouysse P., Westercamp D., Andreieff P. The Lesser Antilles island arc // Proc. ODP.
Sci. Results. 1990. V. 110. P. 29-44.
Byrne Т., Bruckmann W., Owens W. et al. Structural synthesis: correlation of structural
fabrics, velocity anisotropy and magnetic susceptibility data // Proc. ODP. Sci. Results. 1993.
V. 131. P. 365-378.
Cameron W. E. et al. Petrographic dissimilarities between ophiolitic and ocean floor ba-
salts // Proc. Intern. Ophiolite Symp. Cyprus. Nicosia: 1979. P. 182-192.
Cameron W. E., Nisbet E. G., Dietrich V. J. Boninites, komatiites, and ophiolitic ba-
salts // Nature. 1979. V. 280. P. 550-553.
Constantinou G. Genesis of conglomerate structure, porosity and collomorfic textures of
the massive sulphide ores of Cyprus // Geol. Assoc. Canada. Spec. Paper. 1976. V. 14.
P. 187-210.
Constantinou G., Govett G. J. S. Genesis of sulfide deposits, ochre, and umber of Cy-
prus. Inst, mining, metallurgy trans. 1972. V. 81. Sec. B. P. 403-422.
Dallwitz W. В., Green D. H., Thompson J. E. Clinoenstatite in a volcanic rock from the
Cape Vogel area, Papua // J. Petrol. 1966. V. 7. P. 375-403.
Dietrich V.t Emmermann R.. Oberhansli R., Puchelt H. Geochemistry of basaltic and
gabbroic rocks from the West Mariana basin and the Mariana trench // Earth Planet. Sci. Lett.
1978. V. 39. P. 127-144.
Economou M. On the chemical composition of the chromite ores from the Chalkidiki
Peninsula, Greece// Ofioliti. 1984. V. 9. № 2. P. 123-133.
Economou M., Dimou E., Economou et al. Chromite deposits of Greece // Chromites:
UNESCO's IGCP 197 Proj. Metallogeny Ophiolites. Athens, 1986. P. 129-159.
428


Embley R. W.t Jonasson I. R., Perfit M. R. et al. Submersible Investigation of an Extinkt
? Hydrothermal system on the Galapagos Ridge: Sulfide mounds, Stockwork zone and Dif-
ferentiated Lavas // Can. Mineral. 1988. V. 26. P. 517-539.
Engin Т., Ozkocak O., Artan U. General geological setting and character of chromite de-
posits in Turkey // Chromites: UNESCO's IGCP 197 Proj. Metallogeny Ophiolites. Athens,
1986. P. 199-228.
Feely R. A., Lewison M., Massoth J. W. et al. Composition and dissolution of black
smoker particulates from active vents on the Juan de Fuca Ridge // J. Geophys. Res. B. 1987
Vol. 92. № 11. P. 11347-11363.
Fleet A. J., Robertson A. H. F. Ocean-ridge metalliferous and pelagic sediments of the
Semail Nappe, Oman // J. Geol. Soc. 1980. V. 137. Pt. 4. P. 403-422.
Fouquet Y., Auclair G, Cambon P., Etoubleau J. Geological Setting and Mineralogical
and geochemical investigation on sulfide deposits near 13° N on the East Pacific Rise // Ma-
rine Geology. 1988. V. 84. P. 145-178.
Fouquet Y., Wafic A., Cambon P., Mevel C, Meyer C, Gent P. Tectonic Setting and
Mineralogical and Geochemical Zonation in the Snake Pit Sulfide Deposit (Mid Atlantic
Ridge at 23° N // Economic Geology. 1993. V. 88. № 8. P. 2018-2036.
Fryer P. A synthesis of Leg 125 drilling of serpentine seamount on the Marianna and
Izu-Bonin forearcs // Proc. ODP. Sci. Results. 1992. V. 125. P. 593-614.
Fryer P., Pearce J. A., Stokking L. B. et al. 6. Site 778 // Proc. ODP, Init. Repts. 1990.
V. 125. P. 97-114.
Fryer P., Pearce J. A., Stokking L. B. et al. 9. Site 781 // Proc. ODP, Init. Repts. 1990.
V. 125. P. 179-195.
Fryer P., Pearce J. A., Stokking L. B. et al. 10. Site 782 // Proc. ODP, Init. Repts. 1990.
V. 125. P. 197-252.
Fryer P., Pearce J. A.. Stokking L. B. et al. 14. Site 786 // Proc. ODP, Init. Repts. 1990.
V. 125. P. 313-363,819-1084.
Gill J. В., Sealcs C, Thompson P., Hochstaedter A. G., Dunlap C. 26. Petrology and
geochemistry of pliocene-pleistocene volcanic rocks from the Izu arc, Leg 126 // Proc. ODP,
Sci. Results. 1992. V. 126. P. 383-404.
Girardeau J., Lagabrielle Y. Deformation history of peridotites from Mariana forearc,
Conical Seamount, Leg 125 // Proc. ODP. Sci. Results. 1992. V. 125. P. 519-534.
Graham C-S. A., Hall A. J., Russel M. J. Mineral Theories of Origin of Life and an Iron
Sulfide Example // Origins of Life and Biosphere. 1992. V. 22. P. 147-159.
Graham U. M., Bluth G. J., Ohmoto H. Sulfide-sulfate chimneys on the East Pacific
Rise, 11° and 13° N latitude. Part 1: Mineralogy and Pangenesis // Can. Mineral. 1988. V. 26.
P. 487-504.
Halbach P., Pracejus B. Geology and Mineralogy of Massive Ores from the Central
Okinava Trough, Japan // Economic Geology. 1993. V. 88. P. 2210-2225.
Hannington M. D. & Scott S. D. Mineralogy and Geochemistry of Hydrothermal Silica-
Sulfide-Sulfate Spire in the Caldera of Axial Seamount, Juan de Fuca Ridge // Can. Mineral.
1988. V. 26, P. 603-625.
Haymon R. M. Growth history of hydrothermal black smoker // Nature. 1983. V. 301.
P. 695-698.
Haymon R. M., Koski R. A. Singler Fossils of hydrothermal vent worms from cretaceous
sulphide ores of the Semail ophiolite, Oman // Science. 1984. V. 203. № 4643. P. 1407-1409.
Hekinian R., Fevrier M., Bischoff G. L. et al. Sulfide deposits from the East Pacific Rise
near 21° N // Science. 1980. V. 207. P. 1433-1453.
Hekinian R., Fouquet Y. Volcanism and metallogenesis of axial and off-axial structures
on the East Pacific Rise near 13°N // Econ. Geol. 1985. V. 6. № 1. P. 1-14.
429


Heling D., SchwarzA. 17. Iowaite in serpentinite muds at sites 778, 779, 780, and 784: a
possible cause for the low chlorinity of pore waters // Proc. ODP. Sci. Results. 1992. V. 125.
P. 313-323.
Herzig P., Hannington M., Fouquet Y., Stackelberg U., Petersen S. Gold-Rich Poly met-
allic Sulfides from the Lau Back Arc and Implication for the Geochemistry of Gold in Sea-
Floor Hydrothermal Systems of the Southwest Pacific // Economic Geology. 1993. V. 88.
№8. P. 2182-2209.
Mickey R. L., Frey F. A. Rare-earth element geochemistry of Mariana fore-arc volcanics:
Deep Sea Drilling Project site 458 and hole 459B // Init. Repts, DSDP. 1981. V. 60. P. 735-742.
Hiscott R. N., Gill J. B. 31. Major and trace element geochemistry of Oligocene to Qua-
ternary volcanoclastic sands and sandstones from Idzu-Bonin Arc // Proc. ODP. Sci. Results.
1992. V. 126. P. 467-485.
Horine R. L., Moore G. F., Taylor B. Structure of the outer Izu-Bonin forearc from seis-
mic-reflection profiling and gravity modeling//Proc. ODP. Init. Repts. 1990. V. 125. P. 81-94.
Hummel K. Die Entstehung eisenreicher Gesteine durch Halmurose // Geol. Rundschau.
1922. V. 13. P. 40-81.
Hussong D. M., Uyeda S., Blanchet R. et al. Site 460: inner wall of Mariana trench //
Init. Repts, DSDP. 1981. V. 60. P. 371-383.
Ishii Т., Robinson P. Т., Maekawa H., Fiske R. 27. Petrological studies of peridotites
from diapiric serpentinite seamounts in the Izu-Ogasawara-Mariana forearc, Leg 125 // Proc.
ODP. Sci. Results. 1992. V. 125. P. 445-485.
Johnson L. E. 24. Mafic clasts in serpentine seamounts: petrology and geochemistry of a
diverse crustal suite from the outer Mariana forearc // Proc. ODP. Sci. Results. 1992. V. 125.
P. 401-413.
Johnson L E., Fryer P., Taylor B. et al. New evidence for crustal accretion in the outer
Mariana forearc: Cretaceous radiolarian cherts and MORB-like lavas // Geology. 1991 .V. 19.
P. 811-814.
Juniper S. K.t Fouquet Y. Filamentous iron-silica deposits from modern and ancient hy-
drothermal sites // Can. Mineral. 1988. V. 26. P. 859-869.
JuniperS. K., Jonasson I. R., Tunnicliffe V., Southward A. J. Influence of a tube-building
polychaete on hydrothermal chimney mineralization // Geology. 1992. V. 20. P. 895-898.
Karig D. E. Structural history of Mariana island arc system // Bull. Geol. Soc. Am. 1971.
V. 82. P. 323-344.
Klaus A., Taylor В., Moore G. F. et al. Structural and stratigraphic evolution of Sumisu
Rift, Izu-Bonin Arc // Proc. ODP. Sci. Results. 1992. V. 126. P. 555-574.
Koski R. F., Normark W. R., Morton J. L Massive sulfide deposits on the Southern Juan
de Fuca Ridge: results of investigations in the USGS study area 1980-1983 // Mar. Mining.
1985. V. 5. №2. P. 147-164.
Krupp R. E., Weiser T. On the stability of gold-silver alloys in the weathering environ-
ment // Miner, dep. 1992. V. 27. № 4. P. 268-275.
Kushiro I. Petrology of high MgO bronzite andesite reassembling boninite from site 458
near the Mariana trench // Init. Repts, DSDP. 1981. V. 60. P. 731-734.
Kuypers E. P., Denier Ch. P. Volcanic exhalative manganese deposits of the Micoya
ophiolite complex, Costa Rica // Economic geology. 1979. V. 74. P. 672-692.
Kuznetsov A. P., Maslennikov V. V., Zaikov V. V., Zonenshain L. P. Fossil hydrothermal
vent fauna in Devonian sulfide deposits of the Uralian Ophiolites // Deep-sea Newsletters.
1991. № 17. P. 9-11.
Lagabrielle Y., Karpoff A.-M., Gotten J. 18. Mineralogical and geochemical analyses of
sedimentary serpentinites from Conical seamount (Hole 778A): implication for the evolution
of serpentinite seamounts // Proc ODP. Sci. Results. 1992. V. 125. P. 325-342.
430


Lagabrielle Y., Sizun J.-P., Arculus R. J. The constructional and deformational history
of the igneous basement penetrated at site 786 // Proc. ODP. Sci. Results. 1992. V. 125.
P. 263-276.
Large R. S. Chemical evolution and zonation of massive sulfide deposits in volcanic ter-
rains // Economic Geol. 1977. V. 72. P. 549-572.
Little С. T. S., Herrington R., Maslennikov V. V., Morris N J.. Zaykov V. V. Silurian
high-temperature hydrothermal vent community from the southern Urals, Russia // Nature.
1996. V. 385. №9. P. 36.
Mann A. W. Mobility of gold and silver in some Western Australian lateritic profiles //
Res. Rev. CSIRO. Div. Miner, and Geochem. Canberra: 1986. P. 53.
Marlow M. S., Johnson L. E., Pearce J. A. et al. 16. Pleistocene volcanic rocks in the
Mariana forearc revealed by drilling at site 781 // Proc. ODP. Sci. Results. 1992. V. 125.
P. 293-310.
Mascle A., Moore J. C. ODP Leg 110: tectonic and hydrologic syntesis // Proc. ODP.
Sci. Results. 1990. V. 110. P. 409-422.
Meijer A. Primitive arc volcanism and a boninite series: examples from western Pacific
island arcs // The tectonic and geologic evolution of southeast asian seas and islands. Geo-
phys. Monogr. Am. Geophys. Union. Washington: 1980. D. C. 23. P. 271-282.
Meijer A., Anthony E., Reagan M. Petrology of volcanic rocks from the fore-arc sites //
Init. Repts, DSDP. 1981. V. 60. P. 709-730.
Meijer A., Reagan M. Petrology and geochemistry of the island of Sarigan in the
Mariana arc; calc-alkaline volcanism in an oceanic setting // Contr. Miner. Petrol. 1981.
V. 77. № 4. P. 337-354.
Murowchick J. В., Barnes H. L. Marcasite precipitation from hydrothermal solutions //
Geochim. Cosmochim. Acta. 1986. V 50. P. 2615-2629.
Mutton B. J., Peete D. W., Arculus R. J.. Pearce J. A., van der Laan S. Trace element
geochemistry of volcanic rocks from site 786: the Izu-Bonin forearc // Proc. ODP. Sci. Re-
sults. 1992. V. 125. P. 211-236.
Natland J. H. Crystal morphologies and pyroxene compositions in boninites and tholeii-
tic basalts from Deep Sea Drilling Project holes 458 and 459B in the Mariana fore-arc
region // Init. Repts, DSDP. 1981. V. 60. P. 681-708.
Newman S., van der Laan S. R. 8. Volatile contents of Izu-Bonin forearc volcanic glas-
ses //Proc. ODP, Sci. Results. 1992. V. 125. P. 131-139.
Nishimura A., Rodolfo K. S., Koizumi A., Gill J.. Fujioka К. 1. Episodic deposition of
pliocene-pleistocene pumice from the Izu-Bonin arc. Leg 126 // Proc. ODP. Sci. Results.
1992. V. 126. P. 321.
Ohmoto H. Formation of volcanogenic massive sulfide deposits: The Kuroko perspec-
tive//Ore Geology Reviews. 1996. P. 135-177.
Oudin E., Constantinou G. Black smoker chimney fragments in Cyprus sulphide depos-
its // Nature. 1984. V. 308. P. 349-353.
Paradis S., Jonasson I. R., Le Cheminant G. M., Watkinson D. H. Two Zinc-Rich Chim-
neys from Plume Site, Southern Juan de Fuca Ridge//Can. Mineral. 1988. V. 26. P. 637-654.
Parkinson I. J., Pearce J. A., Thirlwall M. F., Johnson К. Т. M., Ingram G. 28. Trace
element geochemistry of peridotites from the Izu-Bonin-Mariana forearc, Leg 125 // Proc.
ODP. Sci. Results. 1992. V. 125. P. 487-518.
Pearce J. A., Lippard S. J., Roberts S. Characteristics and tectonic significance of supra-
subduction zone ophiolites // Margin basin Geology. Geol. Soc. Spec. Publ. London, 1984.
V. 16. P. 77-94.
Pearce J. A., Thirlwall M. F., Ingram G, Murton B. J., Arculus R. J., van der Laan S.
Isotopic evidence for the origin of boninites and related rocks drilled in the Izu-Bonin (Oga-
sawara) forearc, Leg 125 // Proc. ODP. Sci. Results. 1992. V. 125. P. 237-262.
431


Pearce J. A., van der Laan S. R., Arculus R. J. et al. Boninite and harzburgite from Leg
125 (Bonin-Mariana forearc): a case study of magma genesis during the initial stages of sub-
duction // Proc. ODP. Sci. Results. 1992. V. 125. P. 623-663.
Phipps S. P., Ballottv D. Rheology of serpentinite muds in Mariana-Izu-Bonin forearc //
Proc. ODP. Sci. Results. 1992. V. 125. P. 363-372.
Pickering К. Т., Underwood M. В., Taira A. Stratigraphic synthesis of the DSDP-ODP
sites in the Shikoku basin, Nankay trough and accretionary prisms // Proc. ODP. Sci. Results.
1993. V. 131. P. 313-330.
Reagan M. K., Meijer A. Geology and geochemistry of early arc-volcanic rocks from
Guam// Bull. Geol. Soc. Amer. 1984. V. 95. № 6. P. 701-713.
Robertson A. H. F., Hudson J. D. Cyprus umbers: Chemical precipitates on a Thetian
ocean ridge//Earth and Planet. Sci. Lett. 1973. V. 18. № I. P. 93-101.
Salnikova E. В., Sergeev S. A., Kotov A. B. et al. U-Pb Zircon Dating of Granulite
Metamorphism in the Sludyanskiy Complex, Eastern Siberia // Gondwana Research. 1998.
№2. P. 195-205.
Sato H. Nickel content of basaltic magmas: identification of primary magmas and a
measure of degree of olivine fractionation // Lithos. 1977. V. 10. P. 113-120.
Sato T. A chloride complex model for Kuroko mineralization // Geochem. J. 1973. V. 7.
P. 245-270.
Scott S. D. Small chimneys from Japanese Kuroko deposits // Seminars on Seafloor
Hydrothermal Systems (R. Goldie, T. J. Botrill) Geosci. Can. 1981. 8. P. 103-104.
Sharaskin A. Ya. Petrography and geochemistry of basement rocks from five Leg 60
sites // Init. Repts, DSDP. 1981. V. 60. P. 647-656.
Soler I. Spilites et metallogenie de la province pyrito-cuprifere de Huelva (SW Espa-
gne) // Sciences de la Terre. Memoires. 1980. № 39. P. 35-85, 353-402.
Solomon M., Walshe J. L The formation of massive sulfide deposits on the seafloor //
Econ. Geol. 1979. V. 74. P. 797-813.
Storms M. A., NatlandJ. H. et al. 3. Site 809 // Proc. ODP. Init. Repts. 1991. V. 132.
P. 43-73.
Taira A., Ashi J. Sedimentary facies evolution of the Nankai forearc and its implications
for the growth of the Shimanto accretionary prism // Proc. ODP. Sci. Results. 1993. V. 131.
P. 331-341.
Taylor B. 42. Rifting and the volcanic-tectonic evolution of the Izu-Bonin-Mariana arc //
Proc. ODP, Sci. Results. 1992. V. 126. P. 627-651.
Taylor В., Fujioka K. et al. 6. Sites 788/789 // Proc. ODP. Init. Repts. 1990. V. 126.
P. 97-126.
Taylor В., Fujioka K. et al. 1. Sites 790/791 // Proc. ODP, Init. Repts. 1990. V. 126.
P. 127-220.
Taylor В., Fujioka K. et al. Correlation and comparison of forearc sites // Proc. ODP.
Init. Repts. 1990. V. 126. P. 2 0407-413.
Taylor R. N., Lapierre H., Vidal Ph. et al. 27. Igneous geochemistry and petrogenesis of
the Izu-Bonin forearc basin // Proc. ODP, Sci. Results. 1992. V. 126. P. 405-430.
Taylor S. R., Сарр A. C, Graham A. L. Trace element abundances in andesites. II. Sai-
pan, Bougainvile and Fiji // Contr. Miner. Petrol. 1969. V. 23. № 1. P. 1-26.
Thauer T. P. Gravity differentiation and magmatic reemplacement of podiform chromite
deposits // Magmatic Ore Deposits // Econ. Geol. Mon. 1969. № 4. P. 132-146.
Thornber M. R. Supergene alteration of sulphides. VII. Distribution of elements during
the gossan-forming process // Chem. Geol. 1985. 53. № 3-4. P. 279-301.
Tompson G., Humphis S. E., Schroeder В., Sulanowska M., Rona P. Active vents and
massive sulfides at 26° N (TAG) and 23° N (Snakepit) on the Mid-Atlantic Ridge // Can.
Mineral. 1988. V. 26. P. 697-711.
432


Tunnicliffe V. The biology of hydrothermal vents: ecology and evolution // Occanology
and marine biology an annual review. 1991. V 29. Press 19. P 319-407.
Von Damm K. L. Seafloor hydrothermal activity black smoker chemistry and chimneys //
Annu. Rev. Earth Planet. Sci. 1990. V 18. P 173-204.
Wood D. A., Marsh N. G., Tarney J., Joron J.-L., Freyer P Trend M. Geochemistry ol
igneous rocks recovered from a transect across the Mariana trough, arc, fore-arc, and trench,
sites 453 trough 461, Deep Sea Drilling Project Leg 60 // Init. Repts, DSDP 1981. V 60.
P. 611-646.
Wood head J. D. Geochemistry of the Mariana arc (western Pacific): source composition
and processes // Chem. Geol. 1989. V. 76. № 1/2. P. 1-24.
Zaykov V. V., Maslennikov V. V., Zaykova E. V., Herrington R. Hydrothermal activity in
the segments of the Urals paleoocean rift valley // Tectonic, Magmatic, Hydrothermal and
Biological Segmentation at the Mid-Ocean Ridges. London: Geological Society, Special
Publication. № 118. P 199-210.
28 — Металлогения


ОГЛАВЛЕНИЕ
Предисловие (Г С. Гусев, И. В. Межеловский) 3
Введение (Г С. Гусев, И. В. Межеловский) 7
Часть первая. Геологические основы металлогении островных дуг 9
Глава 1. Геологическое строение современных островодужных сооружений
{Г. С. Гусев, Н. В. Межеловский) —
Типы островных дуг и их структурная характеристика —
Строение разрезов юных островных дуг 19
Строение разрезов развитых островных дуг 25
Строение разрезов зрелых островных дуг 29
Стадии развития островных дуг 33
Выводы 36
Глава 2. Геологическое строение островных дуг на территории России
(Г. С. Гусев, Н. В. Межеловский) 38
Глава 3. Ультрамафитовая и бонинитовая ассоциации современных юных
островных дуг (А. В. Гущин) 53
Ультрамафитовая ассоциация —
Лерцолит-гарцбургитовый тип 54
Гарцбургитовый тип 64
Бонинитовая ассоциация 76
Выводы 108
Глава 4. Геология и хромитоносность палеозойских альпинотипных ги-
пербазитов в островодужных сооружениях Урала {Б. В. Перевозчи-
ков) 114
Классификация альпинотипных гипербазитов 117
Лерцолитовый тип 119
Гарцбургитовый тип 121
Дунит-гарцбургитовый тип 128
Верлит-дунитовый тип 135
Геодинамические условия формирования хромитоносных гипербазитов 137
Хромитовое оруденение: типоморфные черты и закономерности локализа-
ции 140
Глиноземистые хромиты 142
Высокохромистые хромиты 148
Хромиты с повышенной железистостью 158
Метаморфизм гипербазитов и хромитовых руд 162
Поисковые признаки хромитопроявлений 168
Попутные полезные ископаемые 180
Выводы 185
434


Часть вторая. Металлогения вулканических островных дуг 187
Глава 5. Металлогения юных островных дуг (£. П. Ширай) —
Тагильская (силур-раннедевонская) и Магнитогорская (среднедевонско-
раннекарбоновая) вулканические дуги Урала 188
Положение островных дуг в структурах Урала —
Сопоставление Тагильской и Магнитогорской систем островных дуг 199
Геологические формации Уральской палеоостроводужной провинции и
связанные с ними рудные месторождения 207
Раннеостроводужные рудные формации 219
Колчеданные месторождения —
Ново-Учалинское медно-цинковоколчеданное месторождение 230
Месторождения самородной платины в интрузиях дунит-клинопиро-
ксенит-габбровой формации 244
Титано-магнетитовые месторождения 245
Качканарское месторождение —
Месторождения марганца 246
Месторождения золота —
Золото-серебряные адуляр-кварцевые месторождения 247
Медно-порфировые месторождения 249
Позднеостроводужные рудные формации 251
Месторождения железа —
Медно-железо-ванадиевые месторождения 256
Медно-молибден-порфировые месторождения 257
Вертикальные и латеральные ряды островодужных рудных формаций 258
Колчеданные месторождения Хамсаринской островной дуги Алтае-
Саянской области 260
Колчеданные месторождения Пшекиш-Тырныаузской островной дуги
Большого Кавказа 266
Глава б. Минералого-геохимическая специализация и рудные фации кол-
чеданоносных палеогидротермальных полей в островодужных
структурах Урала (В. В. Масленников, В. В. Зайков) 269
Введение —
Проблемы генезиса палеогидротермальных полей 270
Типы и геологическая позиция палеогидротермальных полей островных
дуг Уральского палеоокеана 275
Рудные фации колчеданоносных палеогидротермальных полей 279
Гидротермальная фация 281
Гидротермально-биогенная фация 293
Кластогенная фация 299
Гипергенная фация 306
Золото и серебро в продуктах субмаринного окисления сульфидных руд 308
Классификация колчеданоносных полей 314
Модель формирования колчеданоносных палеогидротермальных полей 319
Седиментологический контроль колчеданного оруденения 324
Глава 7. Металлогения развитых островных дуг (Е. И. Филатов) 331
Рудные формации Курильской островной дуги 332
Колчеданные месторождения мезозойской Сомхето-Карабахской остров-
ной дуги 337
Колчеданные месторождения кембрийской Салаирской островной дуги 340
Колчеданные месторождения мезозойской Среднегорской островодужной
зоны Болгарии 341
435


Глава 8. Металлогения развитых островных дуг (£. И. Филатов) 342
Месторождения медно-свинцово-цинковоколчеданной формации —
Колчеданные месторождения миоценовой Японской островной дуги 343
Колчеданные месторождения девонской Рудно-Алтайской островной
дуги —
Колчеданные месторождения позднеюрской Уяндино-Ясачненской
островной дуги Колымо-Омолонского супертеррейна 382
Колчеданные месторождения раннекаменноугольной Юго-Западно-
Гиссарской островной дуги Южного Тянь-Шаня 385
Колчеданные месторождения позднедевонской-раннекаменноугольной
Южно-Португальской островной дуги 392
Золото-серебряные месторождения 395
Прочие типы рудных формаций 396
Глава 9. Главные особенности металлогении островных дуг (Г С. Гусев,
Н. В. Межеловский) 397
Структурно-вещественные комплексы и рудные формации юных остров-
ных дуг 400
Структурно-вещественные комплексы и рудные формации развитых ост-
ровных дуг 404
Структурно-вещественные комплексы и рудные формации зрелых остров-
ных дуг 406
Выводы и основные методические рекомендации 409
Список литературы 413
Книга выпущена издательством ВСЕГЕИ
по заказу центра «Геокарт»
Подписано в печать 18.05.99. Формат 60x90/16. Гарнитура Times New Roman. Печать
офсетная. Усл. печ. л. 28.25. У-изд. л. 28.5. Тираж 1000. Зак. 2224. Цена договорная.
МЕТАЛЛОГЕНИЯ РЯДОВ ГЕОДИНАМИЧЕСКИХ ОБСТАНОВОК
ОСТРОВНЫХ ДУГ
ЛП№ 000014 от 28.08.98.
то в печать 18.05.99. Формат 60x90/16. Гарнитура Times New Roman. Г
я. Усл. печ. л. 28.25. У-изд. л. 28.5. Тираж 1000. Зак. 2224. Цена договс
Всероссийский научно-исследовательский геологический институт
имени А. П. Карпинского 199106, Санкт-Петербург, Средний пр., 74
Отпечатано с оригинал-макета, подготовленного
в отделе компьютерных технологий ВСЕГЕИ
Санкт-Петербургская картографическая фабрика ВСЕГЕИ
) 199178, Санкт-Петербург, Средний пр., 72