CC BY
32
«гранитного» слоя. Собственно гранитный состав этого слоя фиксируется в относительно локальных участках телескопирования процессов всех стадий, к периферии он может приобретать тоналитовый, плагиогранитоидный облик, иногда с сохранившимися блоками и реликтами еще более ранних продуктов: чарнокитоидов и анортозитов.
БИБЛИОГРАФИЧЕСКИЙ СПИСОК
1. Белоусов В. В. Земная кора и верхняя мантия материков. - М.: Наука, 1966.-123 с.
2. Богатиков O.A., Суханов М.К., Цветков A.A. Анортозиты в океане //Магматические и метаморфические породы.-М.: Наука, 1983.-С. 181-189.
3. Кейльман Г. А. Мигматитовые комплексы подвижных поясов, - М.: Недра, 1974. - 200 с.
4.Кеонджян В.П., Монин А. С. Расчет эволюции недр планеты // Физика Земли. -1976. -N4. - С.З-
13.
5. Космохимия Луны и планет. - М.: Наука, 1975. - 764 с.
6. Летников Ф.А. Гранитоиды глыбовых областей Новосибирск: Наука, 1975.- 213с.
7. Летников Ф.А. Особенности флюидного режима эндогенных процессов в коре и мантии // Флюидный режим земной коры и верхней мантии. - Иркутск, 1977. - С. 5-9.
8. Павловский Е.В. Тектонические аспекты проблемы анортозитов //Гэотектоника. - 1967.- N5.-С. 68-89.
9. Паняк С.Г. Математические модели распределений химических компонентов в продуктах петрогенных и рудогенных процессов: Дис. ... д-ра г.-м.н./СГИ.- Свердловск, 1987.- 265 с.
10. Рускол Е.Л. Происхождение Луны .- М.: Наука, 1975.- 188 с.
11. Сорохтин О.Г. Глобальная эволюция Земли.- М.: Наука, 1974.-184 с.
12. Шемякин В.М. Чарнокитоиды раннего докембрия.- Л.: Наука, 1976.- 179 с.
13. Bell С. К. H ¡s tory of the Superior - Churchill buondary in Manitoba //Geol. assoc. Canada, Sp. Pap. 9, 1971. - P. 5- 10.
УДК 551.24.031+551.263+553.078(470.5)
M.C. Рапопорт ОРОГЕННЫЕ ФОРМАЦИИ И МЕТАЛЛОГЕНИЯ УРАЛА
Термины «орогенез» и «орогенный» применяются в современной геологии в разных, иногда совершенно несогласующихся значениях, хотя в буквальном смысле слова орогенез означает только горообразование.
Долгое время господствовало, а некоторыми исследованиями поддерживается и сейчас представление об орогенезе как о естественном заключительном этапе развития геосинклинальных систем. Традиционно принято выделять две стадии орогенного процесса, ограниченные хронологическими рамками молассообразования, - ранне- и позднеорогенную [15,16 ]. Исследованиями А.А.Моссаковского [8] и В.С.Попова [10] обосновано расчленение орогенного этапа на три стадии: раннеорогенную, горообразовательную и позднеорогенную. Соответственно выделяются ранне-, син- и позднеорогенные геологические и рудные формации.
Две стадии развития горных стран с аналогичными названиями (ранне- и позднеорогенная), но в совершенно ином значении выделены В.Е.Хаиным [19]. Первая из них тесно связана с предшествующим геосинклинальным развитием и характеризуется образованием низко- и среднегорных сооружений. Коррелятными для них являются тонкие терригенные осадки типа морской молассы, формирующиеся в мелководной и лагунно-болотной (паралической) обстановках. Главный горообразующий фактор этой стадии - складчато-надвиговые деформации.
Позднеорогенная стадия, выделенная В.Е.Хаиным, полностью автономна по отношению к предшествующему геологическому развитию и соответствует орогенному этапу в схемах других авторов. Ее горообразующие процессы обусловлены сводово-глыбовыми деформациями, т.е. изгибами большого радиуса, осложненными ступенями по разломам.
На рубеже ранне- и позднеорогенной стадий развития горных стран происходят существенные, местами даже кардинальные изменения структурного плана и тектонических режимов.
До недавнего прошлого ведущим оставалось представление об орогенезе как о совокупности горообразования, складчато-надвиговых деформаций, метаморфизма и гранитоидного магматизма. Ряд отечественных геологов (М.В.Муратов, В.Е.Хаин й др.) понимают под орогенезом лишь собственно горообразование, а некоторые из них [19] и сейчас настаивают на недопустимости объединения двух существенно различных процессов - горообразования и складчатости.
В современной зарубежной литературе под орогенезом понимают в основном не столько
юообразование, сколько тектогенез - непосредственно связанное с поднятием земной коры формиро-
тектонических структур (складок, надвигов), сопровождающееся магматизмом и метаморфизмом Г?.9.23] .
При таком широком понимании орогенеза его индикаторами служат орогенные формации --с^фациальная совокупность пород, образованных за счет размыва горных сооружений. Наиболее заххыми признаками этого комплекса являются преобладание различных обломочных пород полимик-~гэого состава со слабой сортировкой материала, значительная мощность и большая (более 50 м/млн. -е-) скорость осадконакопления [21]. Как правило, к орогенному комплексу относят орогенные флиш, -^жнюю и верхнюю молассы, которые нередко последовательно сменяют друг друга во времени и в -оостранстве. При этом имеет место латерально-возрастное скольжение границ орогенных формаций и :<х>генного комплекса в целом, что убедительно показано на примере севера Урала В.В.Юдиным [21].
Согласно геодинамическому пониманию эволюции земной коры с позиции тектоники плит орогенез - это процесс резко повышенной тектонической и магматической активности земной коры, приводящий з определенной зоне к структурообразованию либо, наоборот, к деструкции с формированием горного рельефа. Такая зона именуется орогеном. Принято выделять четыре типа орогенов: островные дуги, кордильерский тип окраин, орогены столкновения континента с островной дугой и орогены столкновения континент-континент [9] .
Как процесс горообразования (в широком его значении) орогенез может проявляться на пяти этапах: 1 - сводового поднятия, предшествующего рифтогенезу; 2 - спрединга с образованием срединно-океанических хребтов; 3 - субдукции с образованием активных окраин плит разных типов; 4 - коллизии и 5 - воздымания на постколлизионном этапе. Кроме того, иногда горообразование происходит над зонами мантийных плюмов. Соответственно этому выделяют два класса орогенов: дивергентные (плюмогенные, аркогенные, спрединговые) и конвергентные (субдукционные, коллизионные, дейтероген-*ые). Однако столь широкое применение термина и понятия «орогенез» вряд ли оправдано. Более целесообразно, по нашему мнению, сохранить этот термин только за конвергентными явлениями горообразования, включая и предшествующие ему складчато-надвиговые деформации. В таком случае применительно к Уралу можно выделить два типа орогенеза - субдукционный и коллизионный.
Однако, следуя классической геологии, большинство исследователей выделяют орогенный этап тектонической эволюции Урала как закономерно следующий за его геосинклинальным развитием. Принято выделять байкальский и позднегерцинский (позднепалеозойский) орогенез [15, 16].
В настоящее время представления о геодинамике и месте процессов орогенеза в геологической истории Урала претерпевают существенные уточнения и изменения. Это, в частности, относится к раннему орогенезу (раннеорогенной стадии по В.Е.Хаину), в результате которого происходит консолидация геосинклинального развития в конкретной структурно-формационной зоне.
Ранний орогенез соответствует субдукционному по плитотектонической концепции. В палеозойской истории восточного склона Урала субдукционный орогенез проявился дважды. По мнению Р.Г.Язевой и др. [22], он представляет собой результат столкновения с Восточно-Уральским микроконтинентом островных дуг: силурийской в Тагильской и более северных зонах в раннеэмское и девонской (Магнитогорской) - в поздневизейское время.
Каждый раз за субдукционным орогенезом (коллизией) следовал свой постколлизионный магматизм (соответственно эмс-эйфельский в Тагильской зоне и конца раннего - первой половины среднего карбона на площадях южнее широты г.Невьянска и Алапаевска).
Согласно другой точке зрения [2] описанные выше события, сопоставимые с субдукционным орогенезом и постколлизионными осадконакоплением, магматизмом и деформациями, отвечают предорогенной тектоно-магматической активизации в условиях квазиплатформы и различаются в разных частях Урала временем их начала и разной продолжительностью.
С раннедевонским субдукционным орогенезом связаны позднекаледонская складчатость и консолидация, а также предэйфельский перерыв в осадконакоплении (Тагильский прогиб). Лучше всего это отражается в появлении квазиплатформенной бокситоносной формации слоистых известняков нижнего - среднего девона, мощных девонских вулканомиктовых толщ молассоидного облика (Шатров, Сапельников, 1981) и формировании постколлизионных вулкано-плутонических ассоциаций эмса-эйфеля, а в более северных районах и позднего девона [22]. Другой областью проявления позднекале-донской консолидации была Денисовская зона в Южном Зауралье, где в среднем девоне уже накапливалась красноцветная моласса [11] .
Ранний орогенез в Магнитогорской и Восточно-Уральской зонах, избежавших в большей своей части каледонской консолидации, имел место в поздневизейское время. С позиции тектоники плит это раннекаменноугольный субдукционный орогенез, связанный с нарастанием сжатия вследствие субдукции в зонах Беньофа. Раннегерцинские деформации сопровождались образованием позднедевонско-турнейского грауваккового флиша и местами документируются отчетливо выраженными предранневи-зейскими угловыми несогласиями («предугленосная» фаза складчатости, по А.А.Пронину, 1965).
Сформировавшаяся всед за этими деформациями квазиплатформенная угленосная толща представлена отложениями паралической угленосной формации и является своеобразным репером для магматической геологии региона, т.к. ее петрофонд позволяет проследить эволюцию орогенного (в широком смысле слова) гранитоидного магматизма. Во многих пунктах восточного склона Урала описаны гальки пород малокалиевой тоналит-гранодиоритовой формации (плагиогранодиориты, плагиограниты, малокалиевые граниты) из конгломератов основания угленосной толщи. Время формирования гранито-идов - турнейский век и, возможно, конец фамена. В свою очередь, угленосная толща прорвана и метаморфизована интрузиями гранодиорит-гранитной калиево-натриевой формации с надежно датированным поздневизейско-серпуховским возрастом многих ее магматических комплексов [13] . Там, где такие гранитоиды приурочены к полихронным гнейсово-мигматитовым комплексам, их возраст, возможно, поднимается до среднекаменноугольного включительно.
На восточном склоне Урала выделяются два тектоно-морфологических типа гранитоидных тел этой формации: 1) мезоабиссальные плутоны и 2) дайки, малые интрузии, группирующиеся в протяженные пояса (например, февральский комплекс на Среднем Урале). С ними нередко связаны парагенетически золотоносные кварцевые жилы с оруденением малосульфидной золото-кварцевой рудной формации (Маминское, Непряхинское рудные поля и др.), а с жильной фазой массивов первой группы - медно-молибден-порфировое оруденение.
Гранитоиды гранодиорит-гранитной формации замещаются по латерали одновозрастными, но чаще более молодыми (вплоть до позднекаменноугольных при преобладании среднекаменноугольных) субщелочными латитовыми гранитоидами монцодиорит-гранитной формации. На восточном склоне Урала эта формация представлена степнинским, актайским, петуховским, увильдинским, мочагинским и другими комплексами. Их гранитоидные тела также представлены двумя тектоно-морфологическими типами: меэо-гипабиссальными кольцевыми в плане лополитами и малыми интрузиями, дайками протяженных поясов (балбукский, пчелкинский и другие комплексы Южного Урала). С последними местами также связано оруденение малосульфидной золото-кварцевой формации [13]. Дайковые комплексы обеих (гранодиорит-гранитной и монцодиорит-гранитной) формаций развиты, вероятно, в Березовском рудном поле.
Между раннегерцинским и позднепалеозойским орогенезом имела место квазиплатформенная пауза - перерыв, продолжительность которого была неодинаковой в разных зонах (максимальной - в Тагильской зоне и наиболее кратковременной в Прииргизье, в Южном Зауралье). К этому перерыву приурочены все монцодиорит-гранитные и большая часть гранодиорит-гранитных комплексов, а также некоторые квазиорогенные вулкано-плутонические ассоциации (ВПА), например, гранит-риолитовые (урукульская, возможно, покровская, ельничная и др.).
В близких геодинамических условиях возникли ВПА Центрально-Магнитогорской зоны - габбро-гранитоидные интрузии и их вулканогенные комагматы, принадлежащие контрастной кали-натриевой субщелочной турне-нижневизейской риолит-базальтовой березовской свите и субщелочной непрерывной базальт-трахиандезит-трахириолитовой визе - серпуховской кизильской свите.
Если орогенез в девоне и раннем карбоне привел к консолидации отдельных структурно-формационных зон, то позднепалеозойский охватил огромные площади всего Урало-Монгольского пояса и прилегающие к нему части древних платформ. По существу он является рекуррентным (возвратным) орогенезом (Хаин, 1975), приходящим на смену фазе квазиплатформенного режима. Именно этот орогенез (назовем его главным) выделен В.Е.Хаиным [19] в позднеорогенную стадию, а В.В.Белоусовым [ 1 ] как орогенный режим. Большинством исследователей он справедливо рассматривается как единственный настоящий орогенез и как самостоятельное явление по отношению к предшествующему развитию [ 1,2,5,8,10,13,19 и др.]. С позиции тектоники плит такой орогенез - результат гиперколлизии (коллизии континент-континет) [9,22] .
Главный (коллизионный) орогенез отличается прежде всего контрастностью горообразования (формированием высоких гор и разделяющих их межгорных прогибов), а также орогенными магматизмом и структурным парагенезом, аномальной мощностью коры и ремобилизацией фундамента в зонах и блоках с древней (докембрийской) сиалической корой.
Позднепалеозойский орогенез начался на восточном склоне Урала, хотя и не одновременно, но в основном со второй половины башкирского - первой половины московского века и резко усилился в позднем карбоне. В это время здесь повсеместно установились континентальные условия размыва поднятия, а на западе оформился Предуральский краевой прогиб. В течение Перми орогенез охватил целиком весь Урал, однако осадочные отложения пермского возраста развиты только в Предуральском прогибе, слагают стратотипический разрез пермской системы [20].
Коллизионный орогенез представлял собой длительный, но не вполне равномерный процесс [11, 18], о чем свидетельствует скольжение возрастных границ ряда орогенных формаций Предуральского краевого прогиба в западном и северном направлении. Судя по характеру осадконакопления, некоторое ослабление деформационных процессов на большей части Урала наблюдалось в кунгурское время, что
+ г +
5 '
ш
в о,
л * «•
л 0» о
Г-у.-*
I — и
РЛ
О
7 в
9
10 II 11
и
К 16
(7
Магматогенные и магмогенери-рующие структуры центрального типа (МГС) Урала: А - Среднеуральская (масштаб 1:1000 ООО); Б -Шиловская (масштаб 1:20000):
1 - лейкограниты поэднепермс-кие; 2 - граниты двуполевошпатовые раннепермские (Адуйский массив);3 - граниты, лейкограниты ранне- сред-некаменноугольные;4 - моицодиори-ты, кварцевые монцодиориты ранне-среднекаменноугольные (Шиловский, Соколовский массивы); 5 - граноди-ориты, тоналиты (Верхисетский, Каменский и другие массивы); 6 -плагиограниты, троньдемиты, тоналиты раннедевонские (аверинский комплекс); 7 - габбро, габбродиаба-эы; 8 - дуниты, гарцбургиты, серпентиниты ранне- среднеордовикс-кие; 9 - расслоенный баэит-гиперба-зитовый комплекс (уктусский поэ-днеордовикский (?); 10 - вулканогеи-но-осадочные образования среднего девона; 11 - то же нижнего-верхнего силура; 12 - парасланцы нижнего силура (Б,) и среднего девона (03); 13 - диабазы и кремнистые сланцы ордовика; 14 - кварциты, кварцито-видные сланцы с гранатом, биотитом, ставролитом среднерифейские; 15 - гнейсы и амфиболиты нижнего протерозоя; 16 - разрывные нарушения; 17 - контуры кольцевых МГС по геолого-геофизическим данным и результатам дешифрирования кос-моаэрофотоснимков
способствовало образованию соленосной формации. Лишь на Полярном Урале продолжалось интенсивное поднятие и эрозия горного сооружения. Здесь в кунгуре образуется мощная угленосная моласса (Печорский угольный бассейн).
Помимо горообразования и формирования краевого прогиба позднепалеозойский орогенез сопровождался иными явлениями и процессами. Представляя собой фактически процесс скучивания континентальной коры в результате ее мощного и длительного сжатия, он привел к формированию корня гор с погружением сиалических масс на большие глубины, сиалическому плутонометаморфизму и выплавке кали-натриевых гранитов Б- типа, приуроченных в основном к гранитной оси Урала [12, 13, 20]. Одновременно в Магнитогорской и других зонах с сиало-фемическим типом земной коры образовались гранитоидные комплексы I- и А-типов.
Весьма разнообразны орогенные структуры Урала. Преобладают шарьяжно-складчатые и шарь-яжно-надвиговые. Широко распространены левые и реже правые сдвиги, сопровождающиеся, как правило, приразломными зонами смятия. Специфическими элементами орогенного структурного плана восточного склона Урала являются магматогенные или магмогенерирующие структуры центрального типа (МГС). Подобные структуры были выделены в Центрально-Азиатском поясе А.Н.Леонтьевым [6]. МГС -субизометричные (кольцевые, эллипсовидные в плане) узлы длительной эндогенной активности, в которых закономерно связаны в одну систему разрывные, складчатые и магматогенные структуры. Их формирование обусловлено совместным действием тектогенеза и магматизма и носило непрерывно-прерывистый характер: началось еще в раннем докембрии [14], но свой окончательный облик эти
своеобразные структуры центрального типа приобрели в результате позднепалеозойского орогенеза. В качестве примера можно привести Среднеуральскую и Шиловскую МГС (см. рисунок), выделяемые не только геологически, но и в аномальных геофизических полях, а также при дешифрировании космо- и аэрофотоснимков.
К орогенным МГС центрального типа приурочены плутонические узлы или полихронные и полиформационные массивы орогенных гранитоидов. Ряд орогенных гранитоидных формаций последовательно представлен раннеорогенными (раннеколлизионными) мигматит-гранитными и адамеллит-гранитными, синорогенными (синколлизионными) собственно гранитными и, наконец, позднеорогенными (позднеколлизионными) гранит-лейкогранитными комплексами. В этом направлении наблюдается рост общей и калиевой щелочности пород, объемов лейкогранитов заключительной фазы, возрастает степень интрудированности гранитных расплавов на более высокие уровни земной коры и ее осадочной оболочки. С этими орогенными гранитными комплексами связаны камнесамоцветное сырье, изумрудоносность, редкометальное (пегматитовые и грейзеновые месторождения вольфрама, молибдена, бериллия, ниобо-танталатов и др.) и золотое оруденение [3,13,17] .
В конце пермского - начале триасового периода на Урале наступил постколлизионный тафрогенный режим. Наблюдается его латерально-возрастное скольжение в западном направлении. Тафрогенез сопровождался сбросово-грабеновыми дислокациями, траппообразованием на востоке и угленакопле-нием в синконседиментационных и грабеновых структурах восточного склона Урала (Челябинский бассейн и др.), а также магматизмом. Посторогенный магматизм представлен лейкогранит-аляскитовыми комплексами, специализированными на уран-редкометальное оруденение (поньизский комплекс массива Мань-Хамбо на западном склоне Приполярного Урала [4] и др.), и щелочногранитоидными (торосовей-ский, поньинский комплексы западного склона Урала, малочекинский - Центрально-Магнитогорской зоны и др.).
После длительной платформенной паузы на западном склоне Урала проявился альпийский I неоген-раннечетвертичный эпиплатформенный орогенез, сформировавший молодые уральские горы и в значительной мере определивший современный лик Урала.
БИБЛИОГРАФИЧЕСКИЙ СПИСОК
1. Белоусов В.В. Эндогенные режимы материков. - М.: Недра, 1978. - 232 с.
2. Гпубинное строение и металлогения подвижных поясов /К.К.Золоев, Б.А.Попов, М. С.Рапопорт и др. - М.: Недра, 1990. - 191 с.
3. Грабежев А.И. Метасоматизм, рудообразование и гранитный магматизм. - М.: Наука, 1981.-292
с.
4. Калиновский A.B. Редкометальные комплексы Маньхамбовского металлогенического района на Северном Урале. - Сыктывкар, 1990, вып.228 .- 24 с. (Препринт/Коми НЦ УрО АН СССР).
5. Леонов Ю.Г. Тектоническая природа девонского орогенеза. - М.: Недра, 1976. - 192 с.
6. Леонтьев А.Н. Гранитоидный магматизм и вопросы геодинамики. - М.: Наука, 1982. - 200 с.
7. Международный тектонический словарь. - М. : Мир, 1982. - 142 с.
8. Моссаковский A.A. Орогенные структуры и вулканизм палеозоид Евразии и их место в процессе формирования континентальной земной коры. - М.: Наука, 1975. - 318 с.
9. Миясиро А., Аки К.Шенгер А. Орогенез. - М.: Мир, 1985. - 286 с
10. Попов B.C. Орогенные магматические серии, ихрудоносность и происхождение: Автореф.дис. ... д-ра геол.-наук. - М., 1982. - 49 с.
11. Пучков В.Н. Фазы тектогенеза: особенности проявления и природа (на примере Урала и I смежных регионов)//Эволюция магматизма Урала.- Свердловск: УрО АН СССР, 1987.- С.87-98.
12. Пучков В.Н., Рапопорт М. С., Ферштатер Г.Б., Ананьева ЕМ. Тектонический контроль палеозойского гранитоидного магматизма на восточном склоне Урала//Исследования по петрологии и металлогении Урала. - Свердловск: УНЦ АН СССР, 1986.-С.85-94.
13. Рапопорт М. С.Эволюция гранитоидного магматизма и связанного с ним оруденения на Урале.Автореф. дис. ... д-ра геол.-мин.наук. - Свердловск, 1990. - 52 с.
14. Рудица Н.И.,Беккер Ю.Р., Рапопорт М.С. Основные черты дорифейского структурного плана Урала //Докл.АН. - 1993. - Т.332, N2. - С.219-223.
15. Рудоносность и геологические формации структур земной коры //К. А.Марков, В.А. Трифонов, Ю.Г.Старицкий и др.; Под ред.Д.В.Рундквиста. - Л.:Недра, 1981. - 423 с.
16. Соболев И.Д. Краткий очерк тектонического развития //Гэология СССР, т.ХП, ч. 1, кн.2 - М.: Недра, 1990. - С.220-270.
17. Ферштатер Г.Б.,Рапопорт М.С. Закономерности эволюции интрузивного магматизма Урала и связанной с ним металлогении //Эволюция металлогении Урала в процессе формирования земной коры. - Свердловск: УрО АН СССР, 1988. - С. 58-64.
18. Формирование земной кры Урала /С.Н.Иванов, В.Н.Пучков,К.С.Иванов и др. -Наука, 1986.-
If. Канн В.Е.Орогенез и тектоника плит //Тектоника,геология альпид «тетисного» происхожде-Lc - V Наука, 1980. - С. 5-15.
20. Чувашов Б.И.,Иванова P.M., Колчина А.И. Верхний палеозой восточного склона Урала. Zss-ж-рафия и геологическая история. - Свердловск: УФ АН СССР, 1984.- 230 с.
21. Юдин В.В. Орогенез севера Урала и Пай-Хоя: Автореф.дис. ... д-ра - на у к .- М., 1991 .-33 с.
22. Язева Р.Г., Бочкарев В.В. Постколлизионный девонский магматизм Северного Урала/Гео-I -НГ-Э—- 1993. - N4. - С.56-65.
23. Aubouin /. The West Pacific qeodynamic model. //Tectonophysics, 1990, vol. 183, N1-4, P. 1-7.
I IZ< 553.411.491:550.42
А.Ф. Коробейников
ГЕОЛОГО-ГЕОХИМИЧЕСКАЯ МОДЕЛЬ НОВОГО НЕТРАДИЦИОННОГО 30Л0Т0-ПЛАТИН0ИДН0Г0 ОРУДЕНЕНИЯ В ЧЕРНОСЛАНЦЕВЫХ ГОРИЗОНТАХ ОФИОЛИТОВЫХ ПОЯСОВ
На основе разработанной новой методики инверсионного вольтамперометрического определения i Pt, Pd, Os, Ir, Ru,Rh в горных породах и минералах (чувствительность 1 10 ' 9 мас.%, воспроизво-jgmость 90%, навеска 1-10 г [4]) установлена промышленная платиноносность отдельных участков з^-юторудных полей, размещенных в бортах и на выклинивании офиолитовых поясов Кузнецкого Алатау, Восточного Саяна, Северо-Восточной Тувы, Западной Калбы. Глубинные разломы, оперяющие их зазоывы II порядка контролировали размещение гипербазит-базит-плагиогранитных интрузий, их
ЕЮ* Гг~~Нз РПГи Гп~п15 ГГПд [д~П7 ЩЦв füüs
Рис.1. Геологические разрезы через золото-платиноидные месторождения а палеозойских (01-СЗ) черносланцевых толщах офиолитовых поясов Восточного Саяна - СВ Тувы (63), Кузнецкого Алатау (в,^), СВ Казахстана:
1 - углеродистые сланцы, алевролиты, аргиллиты, песчаники С,- Сх ; 2 - гипербазиты серпентинизированные в,-С,; 3 - габбро-диориты, гранодиориты, плагиограниты даек и штоков в,-С,; 4 - плагиогранит-порфиры, альбитофиры; 5 - пропилиты; б - зоны калишпатизации пород; 7 - зоны альбитизации пород; В • тремолит-гидробиотитового 9 - хлоритового; 10 - серицит (фуксит) - кварц-пиритового; 11 -карбонатного составов; 12 - кварцевые жилы и штокверки
рудоносные; 13 - прожилково-вкрапленные эолото-платиноидно-пирит-арсенопиритовые руды
»
дайковых комплексов и золото-платино-платиноидных руд. Комплексные руды размещаются в зонах альбитизации-калишпатизации, пропилитизации, березитизации-лиственитизации среди углеродистых песчаников, алевролитов, аргиллитов, андезито-базальтов, серпентинитов, габбро-диабазов, диоритов, плагиогранитов офиолитовых разрезов (рис.1).
Автором предлагается модель формирования наиболее крупных рудных полей и месторождений в черносланцевых горизонтах терригенно-вулканогенных толщ, развитых в офиолитовых поясах, в их бортах и прилегающих сининверсионных, наложенных терригенных синклиналях на участках активного проявления глубинных палеодиапиров и флюидных потоков по крупным расколам земной коры [6]. Эти черносланцевые горизонты оказались аккумуляторами металлоносных палеогидротерм и комплексного благороднометального гидротермально-метасоматического оруденения. Глубинные флюиды через метасоматическое перераспределение Аи, Рс1, Р(, Об, 1г в офиолитовых сериях пород, включающих
