21.05.02 (С) С1.Б.27 "Кристаллография и минералогия" (Колегов П. П.)
Лекция по минералогии. Металлогенические эпохи
Требуемые условия завершения
Пройти лекцию до конца
Получить оценку
Металлогенические эпохи — крупные отрезки геологического времени, в период которых формировались месторождения в соответствии с главными этапами геологического развития крупных структурных элементов земной коры.
Металлогенические эпохи Северо-Востока России
Основным критерием выделения эпох металлогенической истории Северо-Востока Азии исходя из изложенных принципов и подходов (Шпикерман, Горячев, 1997; Шпикерман, 1998; Горячев, 1998) служит начало крупных тектонических перестроек, сопровождавшихся сменой геодинамических обстановок на большей части территории и, соответственно, сменой характера рудообразующих систем. Таким образом, минерагенические эпохи сопряжены с тектоническими. Обычно начало новой эпохи фиксируется крупным региональным структурным несогласием, являющимся основанием нового кроющего комплекса. Следовательно, предыдущая эпоха заканчивается, как правило, аккрецией, или амальгамацией, сопровождающейся коллизионными процессами.
Рассмотрим эту историю по определенным временным интервалам (минерагеническим эпохам). Синтез современных данных позволяет представить общую геодинамическую модель металлогении Северо-Востока Азии (Шпикерман, Горячев, 1996, 1997). Модель рассматривается по определенным временным интервалам (металлогеническим эпохам), обоснование длительности каждого из которых приводится здесь же.
Раннедокембрийская эпоха. Нижний докембрий на Северо-Востоке России известен главным образом в небольших выходах фундамента кратонных террейнов. Наиболее яркими проявлениями рудоносности этой эпохи являются, вероятно, железистые кварциты Омолонского кратонного террейна (Фадеев, 1975). Однако некоторыми исследователями они. рассматриваются как метасоматические образования рифейского возраста (Жуланова, 1990).
Рифейская эпоха. Большая часть окраины Североазиатского кратона в рифее представляла собой область континентального шельфа, в пределах которого формировались окраинно-континентальные рифтовые структуры, нередко с проявлениями базитового или контрастного базальт-риолитового магматизма. С рифтогенными прогибами в среднем и позднем рифее связано формирование медистых песчаников и сланцев и медистых базальтов (Биллякчанская и Ороёкская зоны). Наиболее ярко рифтогенез проявился в начале среднего и в конце позднего рифея. В межрифтовые периоды шло накопление биогермных и хемогенных карбонатных осадков с осадочной свинцово-цинковой минерализацией (некоторые проявления Кыллахской зоны). Известные на Приколымье осадочные руды железа (месторождение Победное) ассоциируют с шельфовыми терригенно-карбонатными отложениями. Позднерифейский рифтогенез привел к отделению от окраины кратона отдельных блоков (террейнов), которые в предвендское время вновь причленились к континенту. С предвендской коллизией связана протяженная зона регионального метаморфизма приколымского метаморфического комплекса (Беус, 1992) и древние метаморфогенные золотоносные кварцевые жилы.
Вендско-силурийская эпоха. Индикатором начала эпохи является широко распространенная на территории Приколымья сяпякинесская свита нижнего венда, перекрывающая со структурным несогласием разнородные блоки, соединенные предвендской коллизией (Ткаченко, 1992). Предвендское структурное несогласие выделяется и в Сетте-Дабане (Ян-жин-шин, 1983). В молассоидных породах нижних частей вендского кроющего комплекса Приколымья установлены железистые песчаники и алевролиты и литифицированные прибрежноморские циркон-титановые россыпи. В конце венда на восточной окраине Сибири преобладала обстановка карбонатного шельфа. С доломитами верхов венда (юдомия) связаны месторождения гидротермально-осадочной свинцово-цинковой минерализации Кыллахской металлогенической зоны (Давыдов, Костин, 1987). Однако основная часть полиметаллических руд, ассоциирующих с карбонатными породами верхнего венда (месторождение Сардана и др.), сформировалась, по-видимому, значительно позднее. Обширный карбонатный шельф существовал на значительной части рассматриваемой территории в течение всего ордовика и силура. Его восточное крыло включало в себя будущий Омулевский составной террейн, в пределах которого установлены фации континентального склона (Мерзляков, 1986). В кембрии и ордовике Сибирский континент обрамлялся системой окраинных морей и островных дуг. На это указывают находки кембрийских офиолитокластитов и островодужных магматических ассоциаций на восточных склонах Момского хребта (Шпикерман, Мерзляков, 1988). С островными вулканическими дугами связано формирование своеобразного медного и колчеданно-полиметаллического оруденения в шошонитах и ассоциированных с ними осадочных породах Рассохинской металлогенической зоны (Шпикерман, 1988). В конце эпохи (в силуре) произошла коллизия ордовикской островной дуги с пассивной окраиной континента, в результате чего в пределах последней возникли ареалы зеленосланцевого метаморфизма, в которых установлено стратиформное шеелит-сульфидное оруденение (Шпикерман и др., 1986), а также формирование раннепалеозойского золото-кварцевого оруденения Омолонского тектонического блока (Горячев, Егоров, 2004).
Ранне-среднедевонская эпоха. Описанная впервые В. М. Мерзляковым (1971) в бассейне р. Рассохи нижнедевонская базальная толща является, по сути, кроющим комплексом, спаивающим террейн ордовикской островной дуги (Рассохинский террейн) с пассивной карбонатно-шельфовой окраиной континента. Четко выраженное в основании толщи структурное несогласие прослеживается на несколько десятков километров западнее границы Рассохинского террейна и далее затухает. На большей части рассматриваемой территории нижне-среднедевонские отложения наращивают карбонатно-шельфовый разрез восточной окраины Североазиатского кратона. В некоторых прогибах морского дна формировались карбонатно-черносланцевые доманикоидные отложения (Клубов, Мерзляков, 1989). Конец эпохи ознаменовался выходом значительной части шельфа на дневную поверхность, что фиксируется проявлением обширного предпозднеживетского стратиграфического несогласия (Гагиев, 1992). Это может служить указанием на проявление режима сжатия, однако к интенсивным деформациям оно не привело. К востоку от пассивной континентальной окраины в раннем—среднем девоне существовал океанический бассейн, фрагменты ложа которого наиболее отчетливо проявлены в хребте Арга-Тас в бассейне р. Увязки (Натапов и др., 1977; Гагиев, Лычагин, 1990). С данной эпохой связано незначительное гидротермально-осадочное полиметаллическое оруденение в доманикоидах и, вероятно, некоторая часть стратиформных флюорит-свинцово-цинковых руд Таскано-Урультунской и Сетте-Дабанской металлогенических зон (Шпикерман, 1987; Кутырев и др., 1989).
Среднедевонская — раннекаменоугольная эпоха условно может быть названа эпохой начала «Великого Верхоянского рифтогенеза». С живета начались мощные деструктивные процессы, приведшие в конечном итоге к отчленению от Североазиатского кратона крупных континентальных блоков (террейнов континентального происхождения). Но все это произошло чуть позже, а данная эпоха начиналась с появления красноцветных молассоидов и излияний рифтогенных базальтов на восточной окраине Североазиатского кратона. Продукты континентального рифтогенеза и связанного с ним вулканизма установлены в средне-, верхнедевонских и нижнекаменноугольных отложениях как в Верхоянье (Сетте-Дабан, Хараулах), так и в горной системе Черского (Булгакова, Колодезников, 1990). Всюду они характеризуются отчетливой металлогенической спецификой: проявлениями медистых песчаников и медистых базальтов (Кутырев и др., 1988; Шпикерман и др., 1991). Наиболее полно эта ассоциация представлена в Джалканской металлогенической зоне Сетте-Дабана. На плечах рифтовых прогибов сохранялись обстановки, близкие к шельфовым. В таких структурах в живете происходило гидротермально-осадочное и гидрогенное накопление свинцово-цинковых руд, проявления которых отмечаются в Таскано-Урультунской и Ярходонской металлогенических зонах (Шпикерман, 1987; Давыдов, 1992). Рифтогенез среднего девона — нижнего карбона привел к отчленению от Североазиатского кратона и передвижению в восточном направлении крупных континентальных блоков. Появились террейны: Охотский, Омолонский, Омулевский и др. По фронту движения последних возникли обстановки, альтернативные тыловому рифтингу. В пределах единого в то время Охотско-Омолонского кратонного террейна возник субдукционный окраинно-континентальный вулканогенный пояс. Хорошо известный Кедонский магматический ареал Омолонского террейна является фрагментом этого пояса. С вулканоструктурами среднедевонского — раннекаменноугольного возраста здесь ассоциируют многочисленные эпитермальные золото-серебряные месторождения Кедонской металлогенической зоны (Шило и др., 1975; Егоров, 2004). Перед наземным вулканогенным поясом Охотского и Омолонского террейнов в сторону палеоокеана возникали обстановки энсиалических островных вулканических дуг, в которых формировались залежи колчеданных барит-полиметаллических руд (Березовская металлогеническая зона). Далее к востоку от описанной островодужной системы в среднем девоне — раннем карбоне существовал, вероятно, океанический бассейн, фрагменты которого обнаружены в террейнах Корякского нагорья (Таловско-Пекульнейский террейн). Палеометаллогенические элементы здесь связаны с хромитоносностью пород ультрамафит-габбровой ассоциации пассивной окраины океанического бассейна (Паланджян, 1992). Выходы пород хромитоносного дунит-верлит-кортландит-пироксенитового комплекса Таловско-Пекульнейского террейна объединены в Усть-Бельскую металлогеническую зону. В конце эпохи, на рубеже раннего и среднего карбона, на плечах развивавшейся рифтовой системы возникли обстановки, обусловленные режимом сжатия. На это указывают предсреднекаменноугольные стратиграфические перерывы и небольшие структурные несогласия, установленные в Верхоянье и других районах (Ян-жин-шин, 1983). Однако оруденения, связанного с этими зонами сжатия, достоверно пока не установлено.
Срелнекаменноугольная — среднеюрская эпоха — время максимального развития «Великого Верхоянского рифтогенеза». Все шире раскрывающийся Верхоянский рифтогенный прогиб быстро заполняется терригенным материалом, поставляемым с Североазиатского кратона в эпиконтинентальный морской бассейн крупными реками. Формируется верхоянский комплекс — уникальная геологическая формация Северо-Восточной Азии. Мощность однообразных флишоидных отложений комплекса — десятки километров, возрастной диапазон — средний карбон — средняя юра (до начала бата). С черносланцевыми отложениями верхоянского комплекса некоторые исследователи связывают большеобъемные проявления вкрапленной золото-сульфидной минерализации (Сидоров и др., 1994). В глубоководных кремнистых осадках шло накопление марганца (Мерзляков, Шпикерман, 1985). Все далее от кратона удаляются возникшие в предыдущую эпоху континентальные террейны. Произошло расчленение Охотского и Омолонского террейнов. Предполагается, что в днище развивающегося прогиба могли образовываться зоны рассеянного спрединга (Бергер, 1982). На плечах рифта в глинисто-карбонатных породах формируются гидрогенные стратиформные месторождения свинца, цинка, ртути, флюорита и барита (Кыллахская, Сетте-Дабанская, Таскано-Урультунская, Ярходонская зоны). Для рассматриваемой эпохи характерен щелочной магматизм, несущий тантало-ниобиевую и редкоземельную минерализацию (Томмотская и Хамнинская зоны). Этот палеометаллогенический элемент, скорее всего, связан с обстановками внутриконтинентальных горячих точек. Восточнее восточного плеча Верхоянской рифтовой системы в современных структурах хребта Арга-Тас и Алазейского плоскогорья устанавливаются признаки позднепалеозойских и триасовых океанических и островодужных обстановок (Терехов, Дылевский, 1988; Лычагин и др., 1989). В ультрамафитах Алучинского океанического террейна известны проявления хромитов и медно-никелевых руд, а с вулканитами натриевой базальт-риолитовой формации Алазейского островодужного террейна ассоциирует медно-колчеданное оруденение (Лычагин и др., 1989). К концу эпохи (в раннебатское время) к восточному плечу Верхоянского прогиба, представленному серией континентальных террейнов (Омолонским, Омулевским и др.), причленились фрагменты океанического ложа и отмерших островных дуг. Образовался сложный агломерат разнородных террейнов — Индигиро-Омолонский (Шпикерман, 1998), или Колымо-Омолонский (Парфенов и др., 1993) супертеррейн. Палеометаллогенические элементы этой аккреции достоверно пока не установлены.
Среднеюрская — раннемеловая эпоха. С конца средней юры начинаются важнейшие тектонические события, определившие в конечном итоге современный облик всего Тихоокеанского складчатого пояса. На Северо-Востоке России они начались с формирования грубообломочного комплекса, спаявшего фрагменты Индигиро-Омолонского супертеррейна. Далее по всему обрамлению Сибирского континента закладываются протяженные зоны субдукции, над которыми формируются островные вулканические дуги и окраинноконтинентальные вулкано-плутонические пояса (Удско-Мургальская, Олойская, Уяндино-Ясачненская дуги и др.). С этими структурами связаны основные палеометаллогенические элементы субдукционных обстановок. Медно-порфировое оруденение и ассоциирующие с ним полиметаллические и золото-серебряные месторождения определяют металлогеническое лицо вулканических дуг (Аргатасская, Больше-Анюйская, Лево-Омолонская, Ясачненская зоны). В междуговых прогибах формировались залежи медно-колчеданных и колчеданно-барит-полиметаллических руд (Майницкая и Черско-Гармычанская зоны). Расположенные под углом друг к другу субдукци- онные системы обеспечивали поглощение двигающихся с двух сторон океанических плит. Одна из них (плита Кула) погружалась под Удско-Мургальскую активную континентальную окраину со стороны Тихого океана (Тектоника..., 2001). Перемещение второй (Южно- Анюйский палеоокеан) происходило со стороны современной Арктики. Оно инициировалось и обеспечивалось раскрытием в поздней юре Канадской котловины (Зоненшайн и др., 1990). С момента этого раскрытия началось движение к Азиатскому континенту фрагмента Североамериканской плиты — Чукотского террейна. В отдельные отрезай времени океаническая кора Южно-Анюйской плиты погружалась как под азиатскую окраину (Олойская и Уяндино-Ясачненская вулканические дуги), так и под Чукотку (Нутесынская дуга). На рубеже юры и мела с обоих направлений начались масштабные коллизионные процессы. Причленение к Сибири Кони-Мургальской островодужной системы привело к столкновению Охотского террейна с Североазиатским кратоном. Затем поджимаемый с двух сторон Индигиро-Омолонский супертеррейн в начале неокома также испытывает коллизию с Североазиатским кратоном. В конце неокома сталкивается Чукотский террейн с аккреционной окраиной Северо-Востока Азии. В треугольнике, образовавшемся между тремя плитами, оказались запечатанными фрагменты Анюйского океана и входивших в его состав окраинных морей и островных дуг (Момский террейн). Стороны этого гигантского треугольника образованы главным образом континентальными блоками, принадлежавшими некогда Североазиатскому кратону (Колымская структурная петля по Л. П. Зоненшайну и др., 1990). Вследствие двухвекторной коллизии произошли ротационные перемещения этих блоков, их надломы и шарьирование друг на друга. Важнейшим результатом этих коллизионных событий явилось образование крупных складчатых поясов и обширных ареалов гранитоидного магматизма. В коллизионных обстановках конца юры — начала мела шло формирование многочисленных гидротермальных магматогенных и метаморфогенно-гидротермальных месторождений. Этот процесс также не был единовременным. Общее развитие рудогенеза рассматриваемой эпохи представляется в следующем виде: 1) региональный динамометаморфизм начальной стадии коллизии; 2) метаморфогенные золото-кварцевые жилы; 3) регионально-плутонический метаморфизм, раннеколлизионные дайки и интрузии гранитоидов I-типа среднекислого состава; 4) плутоногенные золото-кварцевые жилы; 5) позднеколлизионные интрузии кислых гранитоидов I- и S-типов; 6) золото-редкометалльные и олово-вольфрамовые месторождения (Очерки..., 1994; Горячев, 1998). Общий диапазон изотопных датировок гранитоидов и рудоносных жил рассматриваемых коллизионных зон ограничен значениями 170—100 млн лет (Загрузина, 1977; Ненашев, Зайцев, 1987; Горячев, 1998; Ньюберри и др., 2000; Котляр и др., 2001). Ранние метаморфогенные золото-кварцевые жилы имеют возраст 140—170 млн лет, а более позднее магматогенное золото-кварцевое оруденение — 131—147 млн лет (Горячев, 1998). Наиболее молодые золото- редкометалльные и олово-вольфрамовые месторождения характеризуются датами 128—110 млн лет. В результате неокомовой коллизии полностью был закрыт Южно-Анюйский океан. Однако со стороны плиты Кула океанические обстановки в поздней юре — раннем мелу сохранялись. Фрагменты океанической коры и примитивных океанических островных дуг этого возраста известны в террейнах Корякского нагорья (Паланджян, 1992). С ними ассоциируют проявления хромитов и платиноидов (Пекульнейская зона).
Позднемеловая — раннепалеогеновая эпоха. С присоединением в конце предыдущей эпохи Чукотского террейна к северо-восточной окраине Азии завершилась аккреция арктического направления. Сформировалась новая окраина Азиатского континента, вдоль восточного края которой вследствие продолжавшегося активного движения плиты Кула в ацте возникла новая зона субдукции. С этого момента начал формироваться Охотско-Чукотский окраинно-континентальный вулканогенный пояс (ОЧВП). В ранние этапы формирования этой гигантской магматической дуги, вероятно, из-за поддвига океанической плиты под край континента в задуговом бассейне возникли обстановки воздымания с растяжением. Это привело к формированию рифтогенных перпендикулярных зон и прогибов (Омсукчанская, Конгинский и др.). В этих рифтовых зонах формировались толщи кислых эффузивов, которым сопутствовало внедрение габброидных интрузий. На поздних этапах формирования таких структур внедрялись интрузии ультракислых гранитов с возрастом 85—70 млн лет. С ними ассоциируют оловянные и серебряные месторождения. В истории развития самого ОЧВП практически все исследователи выделяют два этапа активной магматической деятельности с гомодромной эволюцией от андезито-базальтовых до риолитовых магм (Филатова, 1988; Белый, 1994). В размещении их продуктов устанавливается четкая поперечная зональность (Белый и др., 1981), которая присуща магматической зональности зон субдукции. С субвулканической и плутонической сериями магматических пород связано формирование золото-серебряного, сурьмяно-серебряного и, возможно, ртутного оруденения (Сидоров,и др., 1994). Олово-серебряные месторождения, тяготея к внешней зоне пояса, тесно ассоциируют с позднемеловыми гранитами и гранит-порфирами. Во внутренней зоне пояса формируется молибденовое и медно-порфировое оруденение, имеющее генетические признаки связи с тоналит-гранодиорит-гранитными интрузиями позднемелового возраста. Возникла поперечная мегаллогеническая зональность, несущая в себе как черты типичной субдукционной металлогенической зональности (Митчелл, Гарсон, 1984), так и признаки влияния подстилающих террейнов (Раткин и др., 1994). Дальнейшее развитие субдукции обусловило возникновение аккреционных клиньев и призм на месте современной Корякин и столкновение мелких островодужных систем и субокеанических террейнов с краем континента. Это привело к очередному «перескоку» в неогене зоны субдукции в сторону океана. На этом фоне происходило формирование аккреционного Анадырского золото-кварцевого пояса. Одновременно в материковой части континента вследствие его общего воздымания существовали обстановки растяжения вдоль протяженных сдвиговых (?) зон. Следами таких обстановок являются локальные впадины (Аркагалинская и др.), небольшие изолированные поля эффузивов (Дьяхтардахское, Чокурдах-Воронцовское и др.), а также серии даек среднеосновного (до щелочно-базальтового) состава среди терригенных пород Верхоянского миогеоклинального складчатого пояса. В этот период происходило образование постаккреционных металлогенических зон сурьмяно-ртутного, золото-серебряного и серебро-полиметаллического оруденения. Эти зоны отчетливо пересекают синаккреционные металлогенические пояса с возникновением комплексных месторождений (Au-Sb-Hg — Кючюс; Ag-Hg — Ночка и др.), а самые молодые ртутные и сурьмяно-ртутные пояса накладываются и на зоны распространения эпитермального оруденения ОЧВП. Дальнейшие более молодые эпохи формирования оруденения связаны с деятельностью позднекайнозойских Курило-Камчатской и Алеутской магматических дуг.
Таким образом, анализ металлогенической истории Северо-Востока Азии в связи с палеогеодинамикой позволяет реконструировать следующие структурно-металлогенические ассоциации, существовавшие независимо от времени проявления тех или иных событий:
Рассмотрим эту историю по определенным временным интервалам (минерагеническим эпохам). Синтез современных данных позволяет представить общую геодинамическую модель металлогении Северо-Востока Азии (Шпикерман, Горячев, 1996, 1997). Модель рассматривается по определенным временным интервалам (металлогеническим эпохам), обоснование длительности каждого из которых приводится здесь же.
Раннедокембрийская эпоха. Нижний докембрий на Северо-Востоке России известен главным образом в небольших выходах фундамента кратонных террейнов. Наиболее яркими проявлениями рудоносности этой эпохи являются, вероятно, железистые кварциты Омолонского кратонного террейна (Фадеев, 1975). Однако некоторыми исследователями они. рассматриваются как метасоматические образования рифейского возраста (Жуланова, 1990).
Рифейская эпоха. Большая часть окраины Североазиатского кратона в рифее представляла собой область континентального шельфа, в пределах которого формировались окраинно-континентальные рифтовые структуры, нередко с проявлениями базитового или контрастного базальт-риолитового магматизма. С рифтогенными прогибами в среднем и позднем рифее связано формирование медистых песчаников и сланцев и медистых базальтов (Биллякчанская и Ороёкская зоны). Наиболее ярко рифтогенез проявился в начале среднего и в конце позднего рифея. В межрифтовые периоды шло накопление биогермных и хемогенных карбонатных осадков с осадочной свинцово-цинковой минерализацией (некоторые проявления Кыллахской зоны). Известные на Приколымье осадочные руды железа (месторождение Победное) ассоциируют с шельфовыми терригенно-карбонатными отложениями. Позднерифейский рифтогенез привел к отделению от окраины кратона отдельных блоков (террейнов), которые в предвендское время вновь причленились к континенту. С предвендской коллизией связана протяженная зона регионального метаморфизма приколымского метаморфического комплекса (Беус, 1992) и древние метаморфогенные золотоносные кварцевые жилы.
Вендско-силурийская эпоха. Индикатором начала эпохи является широко распространенная на территории Приколымья сяпякинесская свита нижнего венда, перекрывающая со структурным несогласием разнородные блоки, соединенные предвендской коллизией (Ткаченко, 1992). Предвендское структурное несогласие выделяется и в Сетте-Дабане (Ян-жин-шин, 1983). В молассоидных породах нижних частей вендского кроющего комплекса Приколымья установлены железистые песчаники и алевролиты и литифицированные прибрежноморские циркон-титановые россыпи. В конце венда на восточной окраине Сибири преобладала обстановка карбонатного шельфа. С доломитами верхов венда (юдомия) связаны месторождения гидротермально-осадочной свинцово-цинковой минерализации Кыллахской металлогенической зоны (Давыдов, Костин, 1987). Однако основная часть полиметаллических руд, ассоциирующих с карбонатными породами верхнего венда (месторождение Сардана и др.), сформировалась, по-видимому, значительно позднее. Обширный карбонатный шельф существовал на значительной части рассматриваемой территории в течение всего ордовика и силура. Его восточное крыло включало в себя будущий Омулевский составной террейн, в пределах которого установлены фации континентального склона (Мерзляков, 1986). В кембрии и ордовике Сибирский континент обрамлялся системой окраинных морей и островных дуг. На это указывают находки кембрийских офиолитокластитов и островодужных магматических ассоциаций на восточных склонах Момского хребта (Шпикерман, Мерзляков, 1988). С островными вулканическими дугами связано формирование своеобразного медного и колчеданно-полиметаллического оруденения в шошонитах и ассоциированных с ними осадочных породах Рассохинской металлогенической зоны (Шпикерман, 1988). В конце эпохи (в силуре) произошла коллизия ордовикской островной дуги с пассивной окраиной континента, в результате чего в пределах последней возникли ареалы зеленосланцевого метаморфизма, в которых установлено стратиформное шеелит-сульфидное оруденение (Шпикерман и др., 1986), а также формирование раннепалеозойского золото-кварцевого оруденения Омолонского тектонического блока (Горячев, Егоров, 2004).
Ранне-среднедевонская эпоха. Описанная впервые В. М. Мерзляковым (1971) в бассейне р. Рассохи нижнедевонская базальная толща является, по сути, кроющим комплексом, спаивающим террейн ордовикской островной дуги (Рассохинский террейн) с пассивной карбонатно-шельфовой окраиной континента. Четко выраженное в основании толщи структурное несогласие прослеживается на несколько десятков километров западнее границы Рассохинского террейна и далее затухает. На большей части рассматриваемой территории нижне-среднедевонские отложения наращивают карбонатно-шельфовый разрез восточной окраины Североазиатского кратона. В некоторых прогибах морского дна формировались карбонатно-черносланцевые доманикоидные отложения (Клубов, Мерзляков, 1989). Конец эпохи ознаменовался выходом значительной части шельфа на дневную поверхность, что фиксируется проявлением обширного предпозднеживетского стратиграфического несогласия (Гагиев, 1992). Это может служить указанием на проявление режима сжатия, однако к интенсивным деформациям оно не привело. К востоку от пассивной континентальной окраины в раннем—среднем девоне существовал океанический бассейн, фрагменты ложа которого наиболее отчетливо проявлены в хребте Арга-Тас в бассейне р. Увязки (Натапов и др., 1977; Гагиев, Лычагин, 1990). С данной эпохой связано незначительное гидротермально-осадочное полиметаллическое оруденение в доманикоидах и, вероятно, некоторая часть стратиформных флюорит-свинцово-цинковых руд Таскано-Урультунской и Сетте-Дабанской металлогенических зон (Шпикерман, 1987; Кутырев и др., 1989).
Среднедевонская — раннекаменоугольная эпоха условно может быть названа эпохой начала «Великого Верхоянского рифтогенеза». С живета начались мощные деструктивные процессы, приведшие в конечном итоге к отчленению от Североазиатского кратона крупных континентальных блоков (террейнов континентального происхождения). Но все это произошло чуть позже, а данная эпоха начиналась с появления красноцветных молассоидов и излияний рифтогенных базальтов на восточной окраине Североазиатского кратона. Продукты континентального рифтогенеза и связанного с ним вулканизма установлены в средне-, верхнедевонских и нижнекаменноугольных отложениях как в Верхоянье (Сетте-Дабан, Хараулах), так и в горной системе Черского (Булгакова, Колодезников, 1990). Всюду они характеризуются отчетливой металлогенической спецификой: проявлениями медистых песчаников и медистых базальтов (Кутырев и др., 1988; Шпикерман и др., 1991). Наиболее полно эта ассоциация представлена в Джалканской металлогенической зоне Сетте-Дабана. На плечах рифтовых прогибов сохранялись обстановки, близкие к шельфовым. В таких структурах в живете происходило гидротермально-осадочное и гидрогенное накопление свинцово-цинковых руд, проявления которых отмечаются в Таскано-Урультунской и Ярходонской металлогенических зонах (Шпикерман, 1987; Давыдов, 1992). Рифтогенез среднего девона — нижнего карбона привел к отчленению от Североазиатского кратона и передвижению в восточном направлении крупных континентальных блоков. Появились террейны: Охотский, Омолонский, Омулевский и др. По фронту движения последних возникли обстановки, альтернативные тыловому рифтингу. В пределах единого в то время Охотско-Омолонского кратонного террейна возник субдукционный окраинно-континентальный вулканогенный пояс. Хорошо известный Кедонский магматический ареал Омолонского террейна является фрагментом этого пояса. С вулканоструктурами среднедевонского — раннекаменноугольного возраста здесь ассоциируют многочисленные эпитермальные золото-серебряные месторождения Кедонской металлогенической зоны (Шило и др., 1975; Егоров, 2004). Перед наземным вулканогенным поясом Охотского и Омолонского террейнов в сторону палеоокеана возникали обстановки энсиалических островных вулканических дуг, в которых формировались залежи колчеданных барит-полиметаллических руд (Березовская металлогеническая зона). Далее к востоку от описанной островодужной системы в среднем девоне — раннем карбоне существовал, вероятно, океанический бассейн, фрагменты которого обнаружены в террейнах Корякского нагорья (Таловско-Пекульнейский террейн). Палеометаллогенические элементы здесь связаны с хромитоносностью пород ультрамафит-габбровой ассоциации пассивной окраины океанического бассейна (Паланджян, 1992). Выходы пород хромитоносного дунит-верлит-кортландит-пироксенитового комплекса Таловско-Пекульнейского террейна объединены в Усть-Бельскую металлогеническую зону. В конце эпохи, на рубеже раннего и среднего карбона, на плечах развивавшейся рифтовой системы возникли обстановки, обусловленные режимом сжатия. На это указывают предсреднекаменноугольные стратиграфические перерывы и небольшие структурные несогласия, установленные в Верхоянье и других районах (Ян-жин-шин, 1983). Однако оруденения, связанного с этими зонами сжатия, достоверно пока не установлено.
Срелнекаменноугольная — среднеюрская эпоха — время максимального развития «Великого Верхоянского рифтогенеза». Все шире раскрывающийся Верхоянский рифтогенный прогиб быстро заполняется терригенным материалом, поставляемым с Североазиатского кратона в эпиконтинентальный морской бассейн крупными реками. Формируется верхоянский комплекс — уникальная геологическая формация Северо-Восточной Азии. Мощность однообразных флишоидных отложений комплекса — десятки километров, возрастной диапазон — средний карбон — средняя юра (до начала бата). С черносланцевыми отложениями верхоянского комплекса некоторые исследователи связывают большеобъемные проявления вкрапленной золото-сульфидной минерализации (Сидоров и др., 1994). В глубоководных кремнистых осадках шло накопление марганца (Мерзляков, Шпикерман, 1985). Все далее от кратона удаляются возникшие в предыдущую эпоху континентальные террейны. Произошло расчленение Охотского и Омолонского террейнов. Предполагается, что в днище развивающегося прогиба могли образовываться зоны рассеянного спрединга (Бергер, 1982). На плечах рифта в глинисто-карбонатных породах формируются гидрогенные стратиформные месторождения свинца, цинка, ртути, флюорита и барита (Кыллахская, Сетте-Дабанская, Таскано-Урультунская, Ярходонская зоны). Для рассматриваемой эпохи характерен щелочной магматизм, несущий тантало-ниобиевую и редкоземельную минерализацию (Томмотская и Хамнинская зоны). Этот палеометаллогенический элемент, скорее всего, связан с обстановками внутриконтинентальных горячих точек. Восточнее восточного плеча Верхоянской рифтовой системы в современных структурах хребта Арга-Тас и Алазейского плоскогорья устанавливаются признаки позднепалеозойских и триасовых океанических и островодужных обстановок (Терехов, Дылевский, 1988; Лычагин и др., 1989). В ультрамафитах Алучинского океанического террейна известны проявления хромитов и медно-никелевых руд, а с вулканитами натриевой базальт-риолитовой формации Алазейского островодужного террейна ассоциирует медно-колчеданное оруденение (Лычагин и др., 1989). К концу эпохи (в раннебатское время) к восточному плечу Верхоянского прогиба, представленному серией континентальных террейнов (Омолонским, Омулевским и др.), причленились фрагменты океанического ложа и отмерших островных дуг. Образовался сложный агломерат разнородных террейнов — Индигиро-Омолонский (Шпикерман, 1998), или Колымо-Омолонский (Парфенов и др., 1993) супертеррейн. Палеометаллогенические элементы этой аккреции достоверно пока не установлены.
Среднеюрская — раннемеловая эпоха. С конца средней юры начинаются важнейшие тектонические события, определившие в конечном итоге современный облик всего Тихоокеанского складчатого пояса. На Северо-Востоке России они начались с формирования грубообломочного комплекса, спаявшего фрагменты Индигиро-Омолонского супертеррейна. Далее по всему обрамлению Сибирского континента закладываются протяженные зоны субдукции, над которыми формируются островные вулканические дуги и окраинноконтинентальные вулкано-плутонические пояса (Удско-Мургальская, Олойская, Уяндино-Ясачненская дуги и др.). С этими структурами связаны основные палеометаллогенические элементы субдукционных обстановок. Медно-порфировое оруденение и ассоциирующие с ним полиметаллические и золото-серебряные месторождения определяют металлогеническое лицо вулканических дуг (Аргатасская, Больше-Анюйская, Лево-Омолонская, Ясачненская зоны). В междуговых прогибах формировались залежи медно-колчеданных и колчеданно-барит-полиметаллических руд (Майницкая и Черско-Гармычанская зоны). Расположенные под углом друг к другу субдукци- онные системы обеспечивали поглощение двигающихся с двух сторон океанических плит. Одна из них (плита Кула) погружалась под Удско-Мургальскую активную континентальную окраину со стороны Тихого океана (Тектоника..., 2001). Перемещение второй (Южно- Анюйский палеоокеан) происходило со стороны современной Арктики. Оно инициировалось и обеспечивалось раскрытием в поздней юре Канадской котловины (Зоненшайн и др., 1990). С момента этого раскрытия началось движение к Азиатскому континенту фрагмента Североамериканской плиты — Чукотского террейна. В отдельные отрезай времени океаническая кора Южно-Анюйской плиты погружалась как под азиатскую окраину (Олойская и Уяндино-Ясачненская вулканические дуги), так и под Чукотку (Нутесынская дуга). На рубеже юры и мела с обоих направлений начались масштабные коллизионные процессы. Причленение к Сибири Кони-Мургальской островодужной системы привело к столкновению Охотского террейна с Североазиатским кратоном. Затем поджимаемый с двух сторон Индигиро-Омолонский супертеррейн в начале неокома также испытывает коллизию с Североазиатским кратоном. В конце неокома сталкивается Чукотский террейн с аккреционной окраиной Северо-Востока Азии. В треугольнике, образовавшемся между тремя плитами, оказались запечатанными фрагменты Анюйского океана и входивших в его состав окраинных морей и островных дуг (Момский террейн). Стороны этого гигантского треугольника образованы главным образом континентальными блоками, принадлежавшими некогда Североазиатскому кратону (Колымская структурная петля по Л. П. Зоненшайну и др., 1990). Вследствие двухвекторной коллизии произошли ротационные перемещения этих блоков, их надломы и шарьирование друг на друга. Важнейшим результатом этих коллизионных событий явилось образование крупных складчатых поясов и обширных ареалов гранитоидного магматизма. В коллизионных обстановках конца юры — начала мела шло формирование многочисленных гидротермальных магматогенных и метаморфогенно-гидротермальных месторождений. Этот процесс также не был единовременным. Общее развитие рудогенеза рассматриваемой эпохи представляется в следующем виде: 1) региональный динамометаморфизм начальной стадии коллизии; 2) метаморфогенные золото-кварцевые жилы; 3) регионально-плутонический метаморфизм, раннеколлизионные дайки и интрузии гранитоидов I-типа среднекислого состава; 4) плутоногенные золото-кварцевые жилы; 5) позднеколлизионные интрузии кислых гранитоидов I- и S-типов; 6) золото-редкометалльные и олово-вольфрамовые месторождения (Очерки..., 1994; Горячев, 1998). Общий диапазон изотопных датировок гранитоидов и рудоносных жил рассматриваемых коллизионных зон ограничен значениями 170—100 млн лет (Загрузина, 1977; Ненашев, Зайцев, 1987; Горячев, 1998; Ньюберри и др., 2000; Котляр и др., 2001). Ранние метаморфогенные золото-кварцевые жилы имеют возраст 140—170 млн лет, а более позднее магматогенное золото-кварцевое оруденение — 131—147 млн лет (Горячев, 1998). Наиболее молодые золото- редкометалльные и олово-вольфрамовые месторождения характеризуются датами 128—110 млн лет. В результате неокомовой коллизии полностью был закрыт Южно-Анюйский океан. Однако со стороны плиты Кула океанические обстановки в поздней юре — раннем мелу сохранялись. Фрагменты океанической коры и примитивных океанических островных дуг этого возраста известны в террейнах Корякского нагорья (Паланджян, 1992). С ними ассоциируют проявления хромитов и платиноидов (Пекульнейская зона).
Позднемеловая — раннепалеогеновая эпоха. С присоединением в конце предыдущей эпохи Чукотского террейна к северо-восточной окраине Азии завершилась аккреция арктического направления. Сформировалась новая окраина Азиатского континента, вдоль восточного края которой вследствие продолжавшегося активного движения плиты Кула в ацте возникла новая зона субдукции. С этого момента начал формироваться Охотско-Чукотский окраинно-континентальный вулканогенный пояс (ОЧВП). В ранние этапы формирования этой гигантской магматической дуги, вероятно, из-за поддвига океанической плиты под край континента в задуговом бассейне возникли обстановки воздымания с растяжением. Это привело к формированию рифтогенных перпендикулярных зон и прогибов (Омсукчанская, Конгинский и др.). В этих рифтовых зонах формировались толщи кислых эффузивов, которым сопутствовало внедрение габброидных интрузий. На поздних этапах формирования таких структур внедрялись интрузии ультракислых гранитов с возрастом 85—70 млн лет. С ними ассоциируют оловянные и серебряные месторождения. В истории развития самого ОЧВП практически все исследователи выделяют два этапа активной магматической деятельности с гомодромной эволюцией от андезито-базальтовых до риолитовых магм (Филатова, 1988; Белый, 1994). В размещении их продуктов устанавливается четкая поперечная зональность (Белый и др., 1981), которая присуща магматической зональности зон субдукции. С субвулканической и плутонической сериями магматических пород связано формирование золото-серебряного, сурьмяно-серебряного и, возможно, ртутного оруденения (Сидоров,и др., 1994). Олово-серебряные месторождения, тяготея к внешней зоне пояса, тесно ассоциируют с позднемеловыми гранитами и гранит-порфирами. Во внутренней зоне пояса формируется молибденовое и медно-порфировое оруденение, имеющее генетические признаки связи с тоналит-гранодиорит-гранитными интрузиями позднемелового возраста. Возникла поперечная мегаллогеническая зональность, несущая в себе как черты типичной субдукционной металлогенической зональности (Митчелл, Гарсон, 1984), так и признаки влияния подстилающих террейнов (Раткин и др., 1994). Дальнейшее развитие субдукции обусловило возникновение аккреционных клиньев и призм на месте современной Корякин и столкновение мелких островодужных систем и субокеанических террейнов с краем континента. Это привело к очередному «перескоку» в неогене зоны субдукции в сторону океана. На этом фоне происходило формирование аккреционного Анадырского золото-кварцевого пояса. Одновременно в материковой части континента вследствие его общего воздымания существовали обстановки растяжения вдоль протяженных сдвиговых (?) зон. Следами таких обстановок являются локальные впадины (Аркагалинская и др.), небольшие изолированные поля эффузивов (Дьяхтардахское, Чокурдах-Воронцовское и др.), а также серии даек среднеосновного (до щелочно-базальтового) состава среди терригенных пород Верхоянского миогеоклинального складчатого пояса. В этот период происходило образование постаккреционных металлогенических зон сурьмяно-ртутного, золото-серебряного и серебро-полиметаллического оруденения. Эти зоны отчетливо пересекают синаккреционные металлогенические пояса с возникновением комплексных месторождений (Au-Sb-Hg — Кючюс; Ag-Hg — Ночка и др.), а самые молодые ртутные и сурьмяно-ртутные пояса накладываются и на зоны распространения эпитермального оруденения ОЧВП. Дальнейшие более молодые эпохи формирования оруденения связаны с деятельностью позднекайнозойских Курило-Камчатской и Алеутской магматических дуг.
Таким образом, анализ металлогенической истории Северо-Востока Азии в связи с палеогеодинамикой позволяет реконструировать следующие структурно-металлогенические ассоциации, существовавшие независимо от времени проявления тех или иных событий:
- шельф пассивной континентальной окраины — формации стратиформных свинцово-цинковых месторождений (осадочных, гидротермально-осадочных и гидрогенных) — Сетте-Дабан;
- окраинно-континентальные рифты и связанные с ними вулканические зоны — формации медистых песчаников, медистых сланцев и медистых базальтов — Сетте-Дабан, Биллякчанская зона, Приколымье;
- рифтогенное континентальное море, зоны рассеянного спрединга — золото-сульфидная гидротермально-осадочная формация (?);
- плечи эпиконтинентального рифта — формации стратиформных гидрогенных свинцово-цинковых и сурьмяно-ртутных месторождений — Омулевское поднятие;
- горячие точки на континенте — месторождения тантала, ниобия и редких земель в щелочных магматических комплексах, ассоциирующих с карбонатитами — Томмотский массив;
- зоны активизации в аккретированных террейнах и окраинах кратонов — сурьмяно-ртутная формация — Верхоянье;
- субдукционные вулканические пояса активных континентальных окраин — молибден-медно-порфировая, эпитермальные золотосеребряная и сурьмяно-ртутная, олово-порфировая, олово-полиметаллическая формации — Удско-Мургальский, Охотско-Чукотский и другие вулканогенные пояса;
- энсиалические островные дуги и междуговые прогибы — медно-молибден-порфировая, медно-полиметаллическая скарновая, эпитермальные золото-серебряная и сурьмяно-ртутная, колчеданная вулканогенно-осадочная барит-полиметаллическая формации — Уяндино-Ясачненский, Олойский вулканогенные пояса;
- энсиматические островные вулканические дуги — медно-порфировая с золотом, эпитермальная золото-серебряная, медно-колчеданная формации, медистые базальты — Корякия;
- зоны коллизии — золото-кварцевая, олово-вольфрамовая, золото-редкометалльная формации Яно-Колымского пояса, Южного Верхоянья и пр.;
- океаническое ложе, океанический и дуговый спрединг — формации хромитоносных и платиноносных ультрабазитов Корякин.