Металлогения осадочных бассейнов: Вещественно-геодинамический анализ тема диссертации и автореферата по ВАК РФ 04.00.11, доктор геолого-минералогических наук в форме науч. докл. Феоктистов, Вячеслав Петрович

• Феоктистов, Вячеслав Петрович
• доктор геолого-минералогических наук в форме науч. докл.
• 1998

Введение диссертации (часть автореферата) на тему «Металлогения осадочных бассейнов: Вещественно-геодинамический анализ»

Осадочные толщи вмешают месторождения почти всех видов минерального сырья. В первую очередь это энергоносители - нефть, газ, угли, горючие сланцы, а также рудное и нерудное сырье - каменная я калийные соли, фосфориты, самородная сера, железные и марганцевые руды, медь, золото и т.д.

В последние десятилетия наращивание рудного минерально-сырьевого потенциала зарубежных стран осуществлялось в значительной мере за счет открытия месторождений цветных, редких и благородных металлов, локализующихся в осадочных и пирокластическя-осадочных формациях. Постоянно расширяется круг металлов, образующих промышленные скопления в стратифицированных толщах. Выявлены новые генетические и минеральные типы стратиформных месторождений, существенно изменилась география размещения и баланс региональных запасов большинства металлов.

Структура минерально-сырьевой базы России заметно отличается от мировой. Наблюдается явное несоответствие между огромными объемами осадочных пород, слагающих мощные чехлы обширных древних ( ВосточноЕвропейской и Сибирской) и молодых (Западно-Сибирской и Скифской) платформ, значительные площади в складчатых областях и на шельфах омывающих Россию морей, и выявленным в них рудным потенциалом. На территорий России пока не известно аналогов большей части крупных зарубежных стратиформных месторождений кобальта, вольфрама, никеля, молибдена, платиноидов, урана и других металлов, а среди известных почти все месторождения значительно уступают по качеству руд зарубежным. Такое положение свидетельствует о необходимости дальнейшего совершенствования методов прогнозно-металлбгенического анализа областей развития осадочных толщ в соответствии с современными разработками по тектонике литосферных плит, геодинамическому анализу, металлогении осадочных бассейнов и др. Изучение стратиформного оруденения и условий его образования имеет длительную историю. В классических работах Н.М.Страхова, В.И.Смирнова, В.М.Попова, В.С.Домарева, а также в многочисленных монографиях и статьях (А.И.Германов, Д.Г.Сапожников,

В.Н,Холодов, Д.И.Горжевский, Н.С, Скрипченко, Ю.В.Богданов, Л.Ф.Наркелкж, В.А.Буряк, Г.В.Ручкин, В.А.Нарсеев, Н.К.Курбанов, Э.Г.Дистанов, В.В.Попов, А.М.Лурье, И.Ф.Габлнна и мн.др.) детально охарактеризованы палеогеографические и литолого-фахшальные обстановки формирования рудовмещающих толщ, геотектоническая позиция различных типов рудоносных зон, специализированных на отдельные виды месторождений (медные, свинцово-цикковые и т.д.), их генетические особенности.

В то же время активно развивалось изучение осадочных бассейнов (Н.Б.Вассоевнч, Р.К.Селлн, Х.Р.Рединг, А.Митчелл, В.Е.Ханн, К.А.Клещев, Б.А.Соколов, А.А.Ковалев, Л.П.Зоненшайн, В.С.Шеин и др.), с чем, по мнению Е.В.Кучерука и С.А.Ушакова (1983), связаны успехи в области геологии нефти и газа. Применительно к рудным полезным ископаемым возможности использования бассейнового анализа далеко не исчерпаны.

Целостной системы подходов к анализу страти формного оруденения как одного из производных формирования заключающих его седиментогениых структур пока не.разработано.

Решению проблемы создания научно-методических основ металлогении осадочных бассейнов как нового научного направления посвящена настоящая работа. Это определяет актуальность представляемой диссертации.

Цель в задаче исследований. Цель исследований - разработка научных основ металлогенического анализа и прогнозной оценки на комплекс полезных ископаемых площадей развития осадочных и вулканогенио-осадочных комплексов. Задачи, направленные на достижение поставленной цели, сводились к следующему: I) разработка принципов металлогенического анализа осадочных бассейнов (ОБ), обоснование выделения и типизация рудоносных осадочных бассейнов (РОБ); 2) выявление подходов к выделению рудных районов со стратнформным оруденением и их типизация; 3) анализ геодинамических обстановок формирования РОБ, закономерностей размещения и образования в них стратиформного оруденения; 4) уточнение и совершенствование критериев и методов комплексной прогнозной оценки ОБ на сгратиформное оруденение.

Фактический материал ■ методика исследований. Работа основывается на фактическом материале, собранном автором в качестве ответственного исполнителя за период многолетних исследований (с 1961 г.), выполнявшихся во ВСЕГЕИ по тематическим планам Мингео СССР, Роскомнедра и Министерства природных ресурсов РФ. Автором изучались геологические условия локализации, вещественный состав и геохимические особенности, закономерности размещения, критерии и методы прогнозирования стратиформных месторождений (Си, РЬ, 2п, А& Ли, Р1 и др. ) в осадочных комплексах докембрия и фанерозоя Северного Забайкалья, Южной Якутии, Дальнего Востока, Центрального и Южного Казахстана, Башкирского подняли, востока Русской платформы, северо-запада Сибирской платформы, выполнялся региональный мелкомасштабный металлогенический анализ региона БАМ и среднемасштабиый - отдельных рудных районов. Кроме того, использованы материалы, собранные автором в ходе поисково-съемочных и прогнозно-металлогенических работ в Афганистане (19701974 гг.), на Кубе (1980 г.), в Болгарии (1985-1987 гг.) и Польше (1977 и 1984 гг.).

Помимо этого критически проанализирован обширный материал по различным аспектам изучавшейся проблемы, содержащийся в многочисленных статьях и монографиях отечественных и зарубежных специалистов.

При проведении исследований использовались как полевые методы изучения отдельных месторождений и районов их локализации, так и комплекс методов по определению вещественных, минералогических, геохимических и изотопно-геохимических особенностей рудовмещающих пород и руд. При региональных обобщениях широко использовались струетурно-формационный, рудно-формациониый и геотектонический анализ ОБ, палеотектоиические и палеогеодинамические реконструкции, ритмостратнграфический анализ, палеогеографические и лвтолого-фациальные построения.

Научная новизна работы заключается в разработке основ, принципов и методов нового направления региональной металлогении - металлогении осадочных бассейнов. ОБ рассматриваются как основной тип рудоносных седимеитогенных структур земной коры, в строении и вещественном выполнении которых интегрированы результаты процессов осадконакопления, вулканизма и рудогенеза. Мера проявления и взаимоотношения этих процессов предопределяется конкретной геодинамической обстановкой. Объектом изучения металлогении ОБ являются все типы месторождений, генетически или парагенетически связанные с формированием и постседимеитационными преобразованиями вмещающих осадочных и вулканогенно-осадочных формаций, их рядов и комплексов.

Предложена оригинальная типизация РОБ на вещественно-геодинамической основе, сформулированы принципы и проведена типизация рудных районов со стратиформным оруденением. Выявлена специфика металлогенической специализации' и продуктивности ОБ, формировавшихся в различных геодинамических обстановка», а также возможность реализация в них основных типов геолого-генетических моделей страхи формного оруденения. Сформулированы принципы и методы комплексной оценки ОБ с использованием системы главных и вспомогательных критериев для регионального и среднемасштабного прогнозирования.

Практическая значимость и внедрение результатов. В процессе исследований автором была произведена оценка и даны рекомендации по направлению геологоразведочных работ, принимавшиеся в разные годы к внедрению территориальными производственными организациями: на медь в Тенизской и Джезказганской впадинах (1966-1968 гг.), Пермском, Башкирском в Оренбургском Приуралье (1969, 1992 гг.), на свинец и цинк в Башкирском поднятии (1975-1977 гг.), на серебро, медь, свинец и цинк в Северном Забайкалье (1963-1965, 1978-1980 гг.), на золото, медь, свинец и цинк в восточной части региона БАМ (Южная Якутия, Амурская область, 1982-1984 гг.), на платиноиды, серебро и медь в Игарском районе (1987, 1989 гг.), а также на комплекс полезных ископаемых в западной части Кубы (1980 г.)и в Болгарии (1985-1986 гг.). Автором открыто несколько рудопроявлений меда в Кодаро-Удоканской зоне и Нижне-Ханинском прогибе, свинца и цинка в Башкирском поднятии. В ходе поисковосъемочных работ в Афганистане автором открыто несколько рудопроявлений меди и впервые, в 1970 г. выделен новый Кабульский меднорудный район, в котором позднее было разведано крупное месторождение ыедн Айнак.

Результаты региональных прогнозно-металлогеннческих исследований отражены на изданных металлогеннческях картах района БАМ м-ба 1:1 500 ООО и Кодаро-Удоканского прогиба и его обрамления м-ба 1:200 000, а также на прогнозной карте Провинции Пннар-дель-Рио (Западная Куба) м-ба 1:250 000 и прогнозно-металлогенической карте Болгарии м-ба 1 ¡200000.

Принципы и методы составления мелко-среднемасштабных прогнозно-металлогснических карт, разработанные в соавторстве с Ю.В.Богдановым, В.Н.Терентъевым и др., реализованы при создании прогнозно-металлогенической карты региона БАМ на 32 листах м-ба 1:500 000 в ПГО "Иркугскгеология", "Бурятгеология", "Читагеология", "Якутскгеология", "Дальгеология", ВостСибНИИПГиМС'е, ЗабНИИ и ДВИМС'е.

Разработанные автором теоретические положения металлогении ОБ вошли в "Концепцию методических основ глубинного геологического картографирования осадочных бассейнов", составленную коллективом специалистов ВСЕГЕИ, ГНПП "Недра", ВНИГНИ, НВ НИИГГ. ГНШГАэрогеология", ВостСибНИИТГиМС, ВНИИОкеангеология по заданию Роскомнедра в 1994г.

Апробация работы. По теме диссертации в отечественных и зарубежных изданиях опубликовано около 140 работ, в том числе 8 составленных в соавторстве монографий, брошюр и объяснительных записок и 8 геологических и металлогенических карт мелкого и среднего масштаба, а также более 20 научных и производственных отчетов.

Отдельные положения и результаты исследований докладывались и представлялись автором на региональных совещаниях по геологии, полезным ископаемым и металлогении Забайкалья и Восточной Сибири в Чите (1964, 1966,1977, 1981, 1991 гг.), Иркутске (1965,1980гг.), на совещания Экспертно-геологического Совета МГ РСФСР по перспективам меденосности Приуралья (Пермь, 1969 г.), на совещании по перспективам меденосности Тенизской впадины

Караганда, 1970 г.), на 3-й Всесоюзной научно-практической конференции по проблемам БАМ (Улан-Удэ, 1981 г.), иа рабочих совещаниях и сессиях Совета КНИР БАМ и НТС Мингео СССР по БАМ *у (Ленинград, 1982 г.; Хабаровск, 1982 г.; Алдан, 1983 г.),на сессии секции рудных полезных ископаемых НТС Мингео СССР "Состояние и направление научно-исследовательских работ на цветные и редкие металлы в Дальневосточном экономическом районе" (Хабаровск, 1983 г,), на сессии экспертной комиссии НТС Мингео СССР "Прогнозирование и перспективы развития минерально-сырьевой базы СССР" (Ленинград, 1985 г.), на всесоюзных совещаниях, конференциях, семинарах: "Стратиформные месторождения цветных металлов" (Чита, 1971 г.), "Основы научного прогноза месторождений' рудных и нерудных полезных ископаемых" (Ленинград, 1971 г.)> "Рудные конкреции и конкреции рудоносных формаций" (Ленинград, 1976 г.), "Стратиформные месторождения цветных металлов н золота Сибири и Дальнего Востока" (Чита, 1977 г.), "Рудоконтролирующие факторы и условия образования месторождений редких и цветных металлов в осадочных породах" (Звенигород, 1979 г.), "Геохимия платформенных и геосинклинальных осадочных пород и руд фанерозойского и верхнепротерозойского возраста" (Москва, 1980г.), 2-е Всесоюзное совещание по металлогения докембрия {Иркутск ,1981г.), "Стратиформные месторождения цветных, редких и благородных металлов" (Фрунзе, 1981 г.; Алма-Ата, 1985 г.), "Метасоматизм и рудообразованне" (Ленинград, 1982 г.), "Условия локализации и закономерности размещения стратиформных свинцово-цинковых и медных месторождений" (Джезказган, 1982 г.), "Изучение стратиформных геологических формаций и их рудоносностн" (Ленинград. 1982 г.), "Условия образования редкометалльных и свинцово-цинковых месторождений" (Москва, 1983 г.), "Генетические модели эндогенных рудных формаций" (Новосибирск, 1985 г.), "Межрегиональная конференция по стратиформным месторождениям" (Чита, 1990 г.), "Эволюция докембрийской литосферы" (Ленинград, 1991 г.),-"Металлогения осадочных бассейнов" (Москва, 1992 г.), "Металлогения складчатых систем с позиций тектоники плит" (Екатеринбург, 1994г.), "Тектоника осадочных бассейнов Северной Евразии" (Москва, 1995г.)."Эволюиионно-геологические факторы рудообразования и прогноз месторождений полезных ископаемых" (Москва, 1996г.), на ХГУ конгрессе Карпато-Багасаиской геологической ассоциации (София, 1989г.) и совещании "Геология месторождений благородных металлов и технология их извлечения" (София, 1990г.), на международных геологических конгрессах (ХХУ1, ХХУ11, ХХУ111 сессии, 1980, 1984, 1988 гг.), "Докембрий Северной Евразии" (СПб, 1997 г.), "Палеогеографические и геодинамические условия образования вулканогенно-осадочных месторождений" (Миасс, 1997г,). В 1990 й 1993 гт. итоги исследований докладывались на заседаниях Ученого совета ВСЕГЕИ.

Основные защищаемые положения. ¡.Металлогения осадочных бассейнов, являясь одним из направлений региональной металлогении, рассматривает рудоносные осадочные бассейны как седиментогенные структуры длительного и многостадийного развития, типизируемые по геодинампческим обставовкам на время их формирования (внутриконтиненталъные, пассивноокраинные, субдукционные, коллизионные и океанические) и вещественному выполнению (терригенные, терригенно-карбонатные и кремнисто-карбонатно-терригенные), включающие различные виды и типы месторождений минерального сырья, возникшие в результате интегрирования экзогенных и эндогенных процессов на всех этапах их эволюции от начала седиментации до коллизии.

2. Геодинамическая позиция рудоносных осадочных бассейнов обусловливает формационный состав и строение отвечающих им формационных комплексов или геолинз. Каждая группа геодинамических обстановок характеризуется специфическим проявлением эндо- и экзогенных процессов, что определяет как металлогеническую специализацию и продуктивность рудоносных осадочных бассейнов (стратифицированных структурно-металлогенических палеозоя), так и в определенной степени генетические типы заключенных в них месторождений. Внутриплитные бассейны, связанные с рифтогенезом и деструкцией континентальных плит, имеют уран-золото-серебро-кобальт-медную специализацию, реализуемую в крупных и уникальных эпигенетических и син-диагенетических месторождениях. Пассивноокраинные бассейны вмешают гидротермально-осадочные эпигенетические и метаморфогенные месторождения свинца, цинка, железа, марганца, золота, сурьмы, вольфрама, молибдена и др. Бассейны субдукционных поясов отличаются слабой стратиформной рудоносностью (Мл, и, Си). Коллизионные бассейны заключают крупные эпигенетические месторождения урана и марганца.

3. Рудоносные осадочные бассейны представляют собой особый тип рудообразующих систем, в которых по характеру аккумуляции могут генерироваться три генетические группы стратиформных месторождений: син-диагенетические, эпигенетические или гидрогеиные экс-и инфильтрационные и полихронные метаморфогенные. Каждая генетическая группа является производной одного из основных этапов накопления и преобразования осадочных толщ - седиментационного, диагенетического, эпигенетического, связанного с функционированием палеоартезианских систем, или гидротермально-метаморфогенного на этапе трансформации осадочных бассейнов в геотермальных зонах до региональной складчатости. Источники рудного вещества могут быть как экзогенными (поверхностный и подземный сток, мобилизация из рудоматеринскнх формаций), так и эндогенными (подводные гидротермы, эксгаляции, вулканизм).

4. Оптимальная система прогнозных критериев для каждого масштаба прогнозирования должна базироваться на устойчивых связях страти формного оруденення в рудоносных осадочных бассейнах с их определенными вещественно-геодинамическими типами и особенностями строения и вещественного состава, включая захороненные подземные воды, рудовмещающих осадочных комплексов или геояинз. Ранжирование прогнозных критериев производится с учетом принимаемой геолого-генетической модели для конкретных рудоносных осадочных бассейнов. В качестве главных критериев прогнозирования принимаются структурные (в широком смысле) и литолого-формациониые, содержание которых индивидуально для различных масштабов прогнозирования. Остальные критерии, являющиеся в той или иной степени производными от них, рассматриваются как вспомогательные.

Благодари ост«. Выполнение диссертационной работы осуществлялось при многолетнем творческом сотрудничестве с коллегами по ВСЕГЕИ - д.г-м.н., профессором Ю.В.Богдановым, д-ми г-м.н. В.И.Бергером, В.К.Денисенко, Э.И.Кутыревым, Й.А.Неженским, В.Е.Поповым, С.И.Романовским, к-ми г-м.н, К.А.Марковым, Л.В.Травиным, А.К.Иогансоном, Л.И.Гурской, Г.А.Беленипкой, Г.Г.Кочиным, С.Н.Калабашкиным.

Ценные замечания и советы на разных этапах работы были получены от академика РАН Д.В.Рундквиста, член-корреспондента РАН Л.Й.Красного, член-корреспондента Киргизской АН У.А.Асаналиева, д-в г-м.н., профессоров Л.Ф.Наркелюна, Л.И. Салопа, Г.В.Грущевого, А.И.Трубачева, Ю.М.Шувалова, Н.С.Малича, Е.А.Баскова, Б.М.Михайлова, А.М.Лурье, А.Е.Мирошиикова, д-в.г.-м.н. Г.М.Шора, В.И.Драгуиова, Ю.Р.Беккера, И.Ф.Габлииой, профессоров Р.Д.Димитрова, Хр.М. Стойкова.

В сборе и обработке материалов, в подготовке и оформлении диссертационной работы значительную помощь оказали В.А.Шамахов, А.Г.Неклюдов, Н.П.Трифонов, А.И.Токсубаев, С.В.Оиищук, Л.К.Цховребова.

Особо следует отметить большую роль в постановке и развитии проблемы металлогении осадочных бассейнов академика РАН А.Д.Щеглова, д-в г-м.н., Профессоров А.И.Кривцова и В.М.Терентьева.

Автор выражает искреннюю признательность и благодарность всем перечисленным товарищам.

НАУЧНЫЕ ОСНОВЫ МЕТАЛЛОГЕНЕТИЧЕСКОГО АНАЛИЗА ОСАДОЧНЫХ БАССЕЙНОВ

Принципы металлогеннческого «налюа и типизации рудоносных осадочных бассейнов.

Региональная металлогения, начиная с основополагающих работ Ю.А. Билибина, в отечественной литературе обычно подразделяется на эндогенную и экзогенную, металлогению подвижных поясов и платформ. Нередко само понятие "металлогения" рассматривается как синоним "эндогенной металлогении", которая, в свою очередь, связывается почти исключительно с особенностями проявления магматизма. Однако по мере расширения круга металлов, образующих промышленные скопления в стратифицированных толщах, и открытия новых типов стратиформных месторождений идентификация их как эндогенных или экзогенных наталкивалась на серьезные, часто неразрешимые затруднения.

Осознание такого положения привело к тому, что рудные месторождения начали группироваться по типам вмещающей среды. Выделилась обширная группа месторождений, локализующихся в осадочных и вулканогенно-осадочных породах (К.Н.МУо1£ Сох О.Р., ЕхзЕгапй У.О, и др.), получившая в отечественной литературе наименование стратиформной (В.И.Смирнов, 1970.). В дальнейшем стратиформные месторождения стали подразделяться по составу вмещающих формаций: карбонатных, терригенных, крашоцветных, чернослакцевых, флишевых, кремнисто-карбонатно-терригенных (Горжевскяй, Макеева, 1982; Кутырев, 1984; Л.Ф.Наркелюн, В.В.Попов, В.С.Салихов, А.И.Трубачев и др.). Однако такой подход не снял основных вопросов происхождения стратнформного оруденения, взаимосвязей н возрастных соотношений его с вмещающей средой, источников рудного вещества, соотношения и роли глубинных и гипергенных процессов. Представляется, что более рациональным направлением развития региональной металлогении является анализ статистически устойчивых связей пространственного положения месторождений с элементами крупных геологических структур земной коры. При таком подходе каждая крупная геологическая структура, исходя из сформулированного Ю.А.Бнлибиным принципа взаимосвязи геологических процессов, рассматривается как единое целое, включая все виды полезных ископаемых и типы месторождений, представляющие на настоящий момент конечный интегральный результат всех процессов, обусловивших ее рудоносность. Только всесторонний анализ особенностей развития крупных рудоносных геологических структур позволяет определить главные этапы их становления и роль каждого этапа в формировании рудных концентраций.

Основным типом аккумулятивных геологических структур с преобладанием седимеитогенных образований является осадочный бассейн.

Термин "осадочный бассейн" широко используется в геологической литературе. Бассейны, содержащие в слагающих их осадочных породах полезные ископаемые, квалифицируются как нефтегазоносные, угленосные, соленосные, рудоносные и т.п.

Осадочными бассейнами обычно называют достаточно мощные линзы осадочных отложений (Сеяли, 1981), выделяемые в осадочной оболочке Земли. Н.Б.Вассоевич и др. (1972) под осадочными или осадочно-породными бассейнами понимают относительно крупные (п*1(У - п*10* км5) мощные линзы водно-осадочных отложений, накапливавшихся во впадинах, прогибавшихся в течение п*10в-п*10'лет.

Учитывая тот факт, что возникновение н развитие ОБ в первую очередь зависит от характера проявления геодинамических обстановок (Клещев, Шеин, Хаин и др., 1990), ОБ можно определить как отрицательную морфоструктуру земной поверхности, выполненную мариниыми, субмарянными и субаэральиыми отложениями, сформированную в определенной геодинамической обстановке. Смена геодинамической обстановки ведет к изменению характера выполнения, конфигурации и, в целом, типа бассейна {1-10}. ОБ, отвечающие одной стадии эволюции литосферы, одному типу геодинамической обстановки Е.В.Кучеруком и Е.Р.Алиевой (1983) предложено рассматривать как "элементарные". Крупные осадочные тела, слагаемые последовательно сменяющимися во времени (а значит, и в разрезе) несколькими элементарными типами ОБ, рассматриваются как результирующий ОБ или мегабассейн.

Таким образом, ОБ рассматривается как старатифицированное геологическое тело, представленное осадочными комплексами или геолинзами по В.И.Драгунову (1990).

По степени сохранности в структурах земной коры ОБ могут быть разделены на три группы [2, 5, 83, 94]: 1) нетрансформированные, осадочные комплексы (геолинзы) которых сохраняются в первичном залегании и существенно не затронуты постседиментационными деформациями и эрозией; 2) трансформированные, осадочные комплексы (геолинзы) которых заметно деформированы наложенной складчатостью и дизъюнктивными нарушениями, интрудированы более молодыми магматическими телами и (или) в заметной степени эродированы, но сохраняющие свое первичное залегание в крупных геоблоках и относительную структурную целостность; 3) фрагментированные, осадочные комплексы (геолинзы) которых интенсивно деформированы я интрудированы и (или) сильно эродированы, сохраняясь в виде отдельных разобщенных фрагментов, в том числе в аллохтонном залегании.

Сохранившиеся в современных структурах ОБ или их фрагменты обычно выделяются в качестве структурно-формационных зон, комплексов, этажей, блоков.

Таким образом, ОБ в нашем понимании в большинстве случаев и все, относящиеся по степени трансформации ко второй и третьей группам, выделяются в результате палеореконструкций, проводимых на основе наблюдаемых особенностей состава и строения осадочных комплексов и геодинамических обстановок их локализации. Практически при металлогеническом анализе мы почта всегда имеем дело с осадочными палео-бассейнами [1.2,5,86,90 - 92].

Существенным является вопрос об естественных ограничениях элементарных ОБ, особенно в тех случаях, когда разнотипные бассейны образуют крупные сложнопостроенные осадочные тела, например, чехлы континентальных плит. Границы элементарных бассейнов в вертикальном разрезе осадочных тел устанавливаются по поверхностям региональных стратиграфических или структурных несогласий, фиксирующих смену геодинамических обстановок, стадий развития конкретной лнтосферной плиты от рифтогенеза до орогенеза. Латеральные контуры палеобассейнов устанавливаются по характеру выклинивания, изменения мощностей и литолого-фациального состава отвечающих им осадочных комплексов. В нетрансформировалных бассейнах эта задача решается с большей степенью достоверности по наличию разделяющих бассейны крупных приподнятых блоков, на которых отложения, соответствующие возрастному интервалу элементарного бассейна, отсутствуют или с одновременным резким уменьшением мощности происходит смена типа осадочного комплекса. Таким образом, в чехле континентальных плит - Восточно-Европейской, ВосточноСибирской, Севере-Американской, Австралийской и др. - выделяются рифтогенные бассейны н бассейны надрифтовых депрессий, пассивных континентальных окраин и коллизионные бассейны.

Трансформированные и фрагментарованные ОБ в современных структурах обычно окошуриваются по естественным площадям развития соответствующих осадочных комплексов, а их первичное положение и контуры восстанавливаются при палеогеографических и палсогеодинамических реконструкциях.

Металлогения (минерагения) ОБ охватывает закономерности формирования месторождений полезных ископаемых в ОБ от начала седиментации до коллизии -региональной складчатости осадочного комплекса (исключая конседимента-ционную складчатость) и проявления со- н постскладчатого магматизма. В сферу изучения включаются месторождения всех видов полезных ископаемых, парагенетическн или генетически связанные с формированием и постседимеитадаонными преобразованиями вмещающих осадочных и вулкаяо-генно-осадочных формаций, их рядов и комплексов, иначе говоря, асе месторождения, в локализации которых четко устанавливается формацнонный контроль. Именно месторождения згой группы могут идентифицироваться как стратиформные. Учитывая, что термин "стратиформные1' в зарубежной литературе, а нередко и в отечественных работах употребляется в его буквальном морфологическом смысле для месторождений с пластообразнымн рудными залежами, представляется возможным предложить для указанной выше группы месторождений термин "стратиформациокные" [2, 5, 67]. В такой расширенной трактовке и употребляется нами термин "страти формные".

В группу стратиформных могут входить месторождения различных геолого-промышленных, формационных, морфологических, генетических типов от осадочных снн-диатеистических и гидротермально-осадочных до эпигенетических, палеокарстовых и жильных, сформировавшихся вместе с комплексом пред- и синрудных метасоматитов в ОБ до складчатости отложений.

Пликативные и дизъюнктивные дислокации приводят к структурной трансформации и фрагментации как рудоносного осадочного комплекса, так и заключенных в нем доскладчатых месторождений. Метаморфизм, магматизм и наложенная гидротермальная деятельность могут привести к полной регенерации, перерождению или уничтожению доскладчатого оруденения.

Одним лишь' формщионным контролем трудно объяснить наблюдаемые многочисленные вариации параметров стратиформного оруденения в однотипных по составу осадочных и вулканогенно-осадочных формациях. К примеру, терригенные красноцветные и пестроцветные формации широко развиты в различных геодинамических обстановках и почти повсеместно заключают проявления медной минерализации. Однако практически интересных концентраций медное оруденение в этих формациях достигает только в рнфгогенных прогибах и надрифтовых депрессиях внутри континентальных плит. Диалогичная картина наблюдается в отношении других потенциально рудоносных формаций - карбонатных рифовых, кремнисто-карбонатных, терригенных углеродистых и т.п. Различия в характере и степени рудоносности осадочных комплексов, внешне сходных по составу и строению, обусловлены во многом различиями геодинамических обстановок формирования выполняемых ими прогибов [2,4, 86,87,91, 92,94].

Таким образом, индивидуализация обстановок локализации стратиформного оруденения в РОБ с достаточной степенью детальности может быть осуществлена с использованием двух основных признаков - геодинамических условий возникновения и стадиального развития бассейнов и структурно-вещественных особенностей рудовмещающих осадочных комплексов.

Геодинамические обстановки нахождения ОБ с той или иной степенью детальности охарактеризованы в работах У.Диккиисона, А.Митчелла и М.Гарсоиа, Х.Рединга, В.И.Хаина, К.А.Клещева, Б.А.Соколова, В.С.Шеина, Е.В.Кучерука и Е.Р.Алиевой и многих других ученых.

В соответствии с выделяемыми основными типами геодииамических обстановок все РОБ можно разделить на 5 групп: а) виутриконтиягенгальные, б) пассивных континентальных окраин, в) субдукционных поясов, г) коллизионных областей, д) океанические' . Типизация РОБ по геодинамическим обстановхам производится с учетом таких классификационных признаков, как положение бассейнов на период их формирования в различных частях литосферных плит, коровок» субстрата и преобладающего характера геодинамического режима, обусловленного взаимодействием смежных плит фуг с другом и глубокими горизонтами мантии. Идентифицированные по этим признакам РОБ могут быть увязаны с определенными этапами геотектонического цикле эволюции литосферы (цикла Уилсона), что открывает возможности проследить смену этих типов во времени и пространстве.

Другой определяющей характеристикой РОБ является вещественный состав и структура (ритмичность) соответствующих осадочных комплексов (геолинз), которые представляют собой результирующее материальное выражение всех процессов, обусловивших их формирование. Осадочные комплексы отражают особенности геодинамического режима, морфология бассейна седиментации, палеогеографической и палеоклиматической обстановки, гидродинамических и физико-химических условий среды осадконакопяения, палеогадрологии бассейна, стадийности и интенсивности постседиментационных преобразований отложений.

Этими причинами предопределяется появление и пространственная локализация рудоносных и металломатеринских формаций, фяюидм енерирующих формаций, литологических и структурных коллекторов, экранирующих горизонтов, геохимических барьеров различного типа. Рудоносные горизонты выступают в качестве одного из составных членов вмещающих стратифицированных формаций, а рудоносные формации занимают определенное Эта группа ОБ в работе не рассматривается место в формационных рядах, вписываясь в латеральную и вертикальную структуру осадочного комплекса. В каждом комплексе имеются одна или несколько типоморфных формаций, определяющих его специфику, в том числе и металлогеническую специализацию. К таким формациям относятся красноцветные и пестроцветные терригенные и карбонатно-терригенные, углеродсодержащие тонкотерригенные и карбонатно-терригенные флишевые и флишоидные, рифовые карбонатные, эвапоритовые и др. [4, 38,49, 51,75-77,83,94].

Среди многообразия РОБ по преобладающему литологическому составу, определяющему общий тип седиментогенеза, выделяются три группы: терриген-ная, терригенко-карбонатная и кремнисто-карбонатно-террнгенная. В составе каждой группы выделяются разновидности с учетом набора и последовательности чередования формаций, общего характера палеогеографических условий осадко-накопления - субаэральных, субмаринных, маринных.

Сочетание геодинамических и вещественных характеристик и профилирующая металлогеническая специализация ' позволяют провести типизацию РОБ (табл. 1).

Типы обстановок локализации рудных районов в рудоносных осадочных бассейнах.

РОБ могут иметь значительные площадные и объемные параметры. Содержащееся в них стратиформное оруденеНие чаще всего сосредоточивается в незначительной части объема рудоносных комплексов. При металлогеническом анализе за этапом выделения РОБ или палеометаллогенических зон и определения их типа, потенциальной металлогенической специализации и возможной продуктивности следует этап выделения в них площадей с максимальной рудоносностью, т.е. рудных районов.

Практически под рудным районом обычно понимается часть металлогенической зоны, выделяющаяся по основному признаку - локализации одного или

Taßmmat

ВЕЩЕСТВЕННО - ГЕОДИНАМИЧКЭСАЯ ХАРАКТЕРИСТИКА РУДОНОСНЫХ БАССЕЙНОВ ГСТРАТИФИЦИРОаАННЬК СТРУКТУРНО - МЕГАЛЯОГаШЧЕОСИХ ПАЛЕОЗОЙ)

Геодняяшгоспе обсшхик Вил цяцин i мешдмшг ПасаапакшжяатшАгаоЕЕЧяк Субяуиэюхмя: хжи ' Каптяокшхобякп* Сив«ик ^ • > ■

Геодинамический реюш Рнфтогяашя (деструпквяыЯ) Зхмргвпяы* 1 КоюахжпА tcySmmoimat) ( Готертятам («ашажж-си*; , Д»«ог»ктю<|< .аведгаг!

Тюгш с#днкогташюгошх прскибо* Ржссошый рифт (!ърся>-трйЬсшлгя склтав) Эрехие рп^ш клл эвззгогени Надояфлжыехе-пресснк («кугрошие Коятяжяпшаа mna и павюахи Внешних ввшфя: it хокпаккшшшх аяояо» Шиафахие st хестр^кпфсикяа^ хоре Шеш4в»ие«в | Мвжяуготые | ляупмш гомагемгзфйввпов ! ! жпое j i 'теги* баслош схяпи

Твшхоры Поила Enœatsmzuai Кокоаихпаш Маажчюь оере- ХОДЯЭГО IMftt МашгашшгааясшшушшпкшхпЕлшш Контияасгаыа* Мшпш Коктежияыах (ЛШКСШМ j йамжш ! Maxurasm1

Кояседпгопвфшаш* ыагшпвд Рпохат-бт иатовиХ бшокиышй Бгетиоядиы* Щ«0ЧХ( ЩиочяоЯ? Бвиьтоядшв 1 Aiuracroonrtas аязеягкяиош* f рмлюякя« Ркшапоки* 7 : Ахшзаю- ? Бш»пч1а>ш> ЬгияысждкиЛ • i piKWÜTTCeiiÄ í ■

Морфологи» прогебо* к m гаощаюц п. ей Трога, n-m1 Трога. п-ИТ Оц>угам. n*ur-B-lOí АомипряЧЕВе -пюпе, п*10*-в'»10' Троа. st'Vf Висшутн* аоаушхяуше. саковпие тропка. n-10f-o«10' äumyrsi, atfryntx пмуяшмуга. а^Ю* - и* 10* ЛяягАш 1 ЛюкОяи юж юляслжа. в*10' j емнпрячви j юшшт. ЛшМжижас жасмяугооб вкамша. аПГ Лхп*яя* nountma «tjnwiriHPuM ! Ижш^пякюл. шоаай. • Т^лк пЧО4 хиасмюи. n*tc'-B»i¡j' <; ктвв. жш- i H'ie' -«'^ i тугм*. ¡>'¡

0 С А д 0 ч к ы Е К 0 M Л л Е К с ы •1 К ■ X « и X . а, а • н 1 J • » а ■ ■■ fi е- § i О É-l An. А&.УБ БкпЛаяг - К As.ttAi.Mnr Ветмлрсряи - PR, Гурок-PR, U.V. Ni. Ab. Ce. МПГ, Ca Аябаош-R ОиякюЛ-РЯ, Си. Afc АО.МПГ Увжая-Рк, Ктаико-R i j - - •*■ $ — ! I i i i -j i ■ .,------ - — ■■ ■ V j ■ * ; * f i

H sï Ca. A», и. А^ PS Олылв-Дш? - - R - ! - ¡ - !-' i ï > ' ! ! i -1 ! Г ■ j ; ; ; j ' ; i ttv.ce 1 сл «ее cv > Ахившяо - KZ Пцщтеи |wcw* - ^ кяжгсяжпе - С- ; — — i i : ? 1 ; • .- - ------------------í------:------------ hi h! Iii * • • « Rfl pi Ml - + - Ал. 9b. W. МПГ Cynœnnomi - R,,J Бодаййлисгжй ■ R,^ Ахича-Т«ршюся( T - J PtiZa.Cn ОааюаааЛ -К Ыштаажюсяа -J Звидаз-К^бяяая» -1 Мгчтгг-АЯз» - Е - + H»*rtV г» ВйСТОЧИй. Гшигиой - KZ Вссгочяе-Сзяшиашш- KZ : ' ! mfryœ ¡ - £ Южас»-£мчагаэ&1 -i — \ j ! í . . . i------------ ¡ Ï - 5 + . ! i к 1: Я ' К о *» а m "К. о К • -ве • s О. а. • f- « . i •fi г к: s i M 6 : i- ■ Ä . • r Ш fi" a m - Си, Со. Ai. U. Pb. Zn. МПГ НлротЛаяй) - Р-Т Игароой - R-V Сй, А& Re, РЬ, Zn. МПГ. Co. Me ДпэпапдьСгрису&пк D,-P — ' * - - 1 : í Соя*, ca. Ms Сои. Cb Пркур!яигзМ( - Я ; ффшмя- -KZ ; i ¡ 4 «

Iii IP Hfc №. Zn. Со. У*, ve. лефтуги, Приагхсю-Донашй - D»-Р Фс, Уб, pxam Tí.Zr МосхокаяЯ - JyK УхраяютЯ-Кг-Н - + •f + - : - + ! S i « Ш. Ft УЙ. У* j JA. Ft j — Пркче^жлчясж*-Ki-N f ЧиптраяЯ-Кг -Х i Печора£ЯЛ-Р i i i í Pfc, Za, Сч Fe, Mu, eettó : Xpanaoc M>v< - Ö J * R" Ml? - - - + Ptv Za. Fe. Mn Sounmuiiumtl - R« ЮрмяпшоэЛ - K.J. Мак-Артур-Рммр - PR «с. U. Mo. V. №. Pl. Ab. Ft, Мл Ююв>Кя!аАязЛ V-€ Воаго-УразьдиД W-c ПрнбмтяНгд! - С—О - - — i I — i +■ i i j jj ^ Iii iP Ii - + * - - Ptn 2я,Вж. Фа Иишюис - е-с, Водима цяияуал» - D^ - С, Цогтрюано-Иретяасо« - ÏH-Q. Верхюсяжэспй - Т HzíSb. РЬ. 2а) ПраМЫашжЯ - R« - - w + + ! • ! i ! Ü i é ' * . Г i i ês i1 г Ml я I f §"11 <$ frg с - - ■ - — РЬ. 2л. Вв. Мл. Ff ХхашгаюхИ- ¡4-С, Фс Ыаротшв'ИнД—К2 - «M. - - B.UPM.P3 ЕяЛЬп-KZ C*po + ! ! . -4---

- -

1 «» i « It ъ* - - Аа, (Ai, Sb. Hg) Карали -PZ,4 Ч- Hgísb. рч ад Турвспно-ЛойсхиЯ-0.-С, «с. U. Mo. V Muecçarafcxsil V-PZj i ; t + í + ! i ¡ !

- - í • : к S 1 г ü s Kg » fi-? - - - — Ып. Fe МарсхтсхкЯ-Р 1 ] j У«, Me. №. Co. Pb. ZH. Ce V j — ) Тююсммакй - KZ !■" • i ! i группы сближенных по расположению промышленных рудных месторождений и сопровождающего их шлейфа рудопроявлений.

Принципам выделения и типизации рудных районов с магматогенным оруденением посвящена обширная литература (Е.Т.Шаталов, А.В.Орлова,, И.Н.Томсон, Е.В.Плющев и др.). Для районов со стратиформным оруденением эти вопросы разработаны еще недостаточно.

Рудный район со стратиформным оруденением рассматривается как составная часть рудоносного осадочного бассейна.

Выделение рудных районов производится с' учетом следующих особенностей размещения стратиформного оруденення в региональном плане: ■ 1) дискретности распределения оруденёния в РОБ;

2) группировки разноранговых проявлений оруденёния (в пределе - их полных ранговых рядов) на структурно изолированных площадях узлового характера внутри рудоносного осадочного бассейна;

3) закономерной приуроченности стратиформного оруденення к устойчивым стратиграфо-формационным уровням в разрезе осадочных комплексов (геолинз).

Эти признаки позволяют суммарно определить рудный (или потенциальный рудный) район стратиформного оруденёния как часть РОБ, характеризующуюся концентрацией проявлений оруденення при структурно-литологической обособленности и выраженном развития рудоносных (или потенциально рудоносных) стратнграфо-формационных уровней в разрезе осадочного комплекса.

Анализируя закономерности размещения стратиформного оруденення различных видов рудных й нерудных полезных ископаемых в разнотипных осадочных бассейнах, можно констатировать, что неоднородности строения в плане и разрезе осадочных комплексов, контролирующие оруяенение, в целом могут быть сведены к единым категориям, общим для всего ряда бассейнов [2,20, 47,88].

Рудные районы со стратиформным оруденением по площади могут варьировать в широких пределах от первых сотен до первых тысяч квадратных километров. Их пространственное положение, морфология и объемы предопределяются спецификой развития рудоносного осадочного бассейна и обусловливаются следующими причинами: а) развитием седиментационных блоковых структур и разграничивающих их кокседиментационных нарушений, определяющих в общем случае неоднородности рельефа ложа бассейнов седиментации, неравномерность прогибания отдельных их частей; б) ритмичностью и прерывистостью накопления осадочных формаций и комплексов, определяющих позицию рудоносных уровней; в) лито динамическими, пал ео климатическими условиями осадконакопления, глубиной бассейна, режимом поступления эндогенного материала в бассейн седиментации. Влияние перечисленных факторов, в конечном счете, интегрируется в структурно-вещественной неоднородности РОБ и дискретности распределения стратиформного оруденения.

Анализ факторов, определяющих пространственное положение рудных районов в ОБ, позволяет установить, что главные из них можно свести в две группы: 1) структурные, выражающиеся в контроле стратиформного оруденения конседиментационными структурами; 2) стратиграфо-формационные и яитологи-ческие неоднородности в разрезе рудоносных формаций и комплексов, определяющие проявление литологического и формационного контроля оруденения.

Таким образом, типизация обстановок локализации рудных районов может быть проведена по этим двум главным группам признаков (табл. 2).

Основными палеотектоническими структурами ОБ являются кон-седиментацнонные локальные (до сотен - первых тысяч квадратных километров) палеодепрессин и палеоподнятия. Эти структуры выявляются во всех ОБ по распределению мощностей, фаций, перерывов, фаунистических комплексов и других элементов осадочных комплексов, как правило, стандартными методами геологического картирования, но иногда только специализированными литолого-стратиграфическими исследованиями.

Стратиграфо-формационные и литологические неоднородное™ в строении рудоносных формаций и комплексов, влияющие на размещение оруденения в литотеяах, выполняющих конседиментационные структуры, могут быть разбиты на три типа; 1) интервалы разреза с контрастным вертикальным строением рудоносных формаций и комплексов, в конечном счете выделяемые в качестве рудоносных горизонтов и пачек; 2) рудоносные осадочные линзы, фиксирующие зоны латеральных контрастных переходов между разнотипными литологофациальнымн парагенезами в составе рудоносной и осадочной формации, реже комплекса; 3) внутри-.« межформационные перерывы и несогласия в строении осадочных комплексов и в их основании.

Сочетание паяеотектоиическмх структур с одним из элементов сгра-тиграфо-лшологических неоднородностей строения осадочных комплексов определяет тип геологической обстановки локализации рудного района со страты формным орудененнем на период его формирования (табл.2) или, иначе говоря, тип структурно-лнгологического коллектора, заключающего стратиформное оруде пение.

Конкретное выражение типов геологических обстановок, естественно, зависит от характера рудоносного бассейна, в котором они реализуются (20,23,24,47,77,88].

РУДОНОСНОСТЬ ОСНОВНЫХ ГИПОВ ОСАДОЧНЫХ БАССЕЙНОВ.

Накопленный к настоящему времени огромный фактический материал по геологическому строению и рудоносности различных типов седнментогенных структур позволяет дать обобщенную характеристику металлогении выделенных вешественно-геодииамичеокмх типов ОБ [ 1,2].

Внутришштиые бассейны.

Внутришштные ОБ занимают обширные площади на всех континентальных плитах. Они представлены рифтогенными ОБ и ОБ надрифтовых депрессий.

Рифтогенные бассейны По характеру выполнения рифтогенные РОБ можно разлепить иа две группы; терригенную и карбонатно-терригенную (табл.3).

Терригенные бш^ер^ы заключают промышленные месторождения золота, урана, меди, серебра, ртутя. Наиболее крупные месторождения сосредоточены в бассейнах раннедокембрийского возрасте ( Витватерсранд, УдоканскиЙ, Гурон, Атабаска, Онежский, Олимшш-Дам, Кнвино и др.).

Продуктивность фанерозойских бассейнов этого класса редко достигает практической значимости. Можно отметить проявления золотой минерализации в терригенных толщах, выполняющих грабены балейского типа. В ряде бассейнов известны скопления калийных солей и углеводородов.

Докембрийские внутриплитные терригенные рудоносные ОБ представляют собой отрицательные структуры, располагающиеся во внутренних или краевых частях анастабильиых древних консолидированных блоков. На всех кратонах установлено, что их образование происходило непосредственно за этапом формирования зеленокаменных поясов [6-! 5,73,80,81,84,95].

В составе выполняющих бассейны толщ доминируют терригенные и глинистые отложения. Карбонатные и кремнистые породы развиты в резко подчиненном количестве. Почти во всех бассейнах в тех или иных масштабах присутствуют вулканогенные порода основного и кислого состава от единичных прослоев (бассейны Чаро-Олекминского кратона) до мощных пачек ( бассейны Кивино, Гурон, Витватерсранд).

Рудоносные комплексы достигают мощности 10-12 км и характеризуются пестротой и изменчивостью состава и строения. Хорошо выраженная крупная ритмичность позволяет расчленять их на 2-3 формационных ритма, выделяемых обычно в качестве отдельных серий. Эволюция бассейнов имеет регрессивную направленность, что приводит к заполнению их на завершающих стадиях развития осадками аллювиально-делътовых равнин.

Для всех бассейнов этой труппы характерна активная гидродинамическая обстановка осадконакопления, что способствовало физической дезинтеграции терригенного материала, поступавшего из близрасположенных областей денудации, и обогащению захоронявшнхся осадков тяжелым шлихом. Судя по составу Обломочного материала, акцессорным минералам, петрохимическим и геохимическим особенностям, источником значительной части поступавшего в

ТШшща 2-.

ОБСТАНОВКИ ЛОКАЛИЗАЦИИ РУДНЫХ РАЙОНОВ СО СТРАТИФОРМНЫМ ОРУДЕНЕНИЕМ рудоносные суббассейны}

За 1 111 £38 ш Рудоконгроднруюгцие страхиграфо- вещественные неоднородности Преобладающие обстановки седи- Типы седяментацнонных структур . " 5 ментации | ПОДНЯТИЯ

5 ё депрессии екяо ны апикальные части 1 Речные долины Лисбон-Валли (Колорадо) - и, V, Со Каргалмнский р-н (Приуралье) - Си, А§ Районы россыпной рудоносяости - Аи, ¡5п н др.

§ « Наземные кону саз выноса Йст-Раяж (Внпмстерсраяд) - Аа, и | }

Я к л « о Я X к £ Озерные котловины Оз. Серлз (Калифорния) -Ш, 1л, В. ПривягасиЙ р-н (Русская платформа) - Си | о. л а» о >ч О и X р. а. и Н ГШ I ■Иб контрастного латерального замещения Подводные дельты Наыянгинсхий р-н (Удокан) - Си (Ад. Аи) - перерывы и несогласия СуОкоипикятаяьиые отложения РабОнт-Лейг (Атабаска, Канада) -и, N1, Со, Аи, Си и Бары, огмедк Нижиесниезсюш р-н (Пильша) - Си, МПГ, РЬ, 2я Прибрежные россьиш - Аи, Бп

§ ¿1 я 1 Лагуны, мульды на отмели Бигаднч (Турция) - В;М.Каратау {Ю.Казахстан) - Фс о Я ж к я К о «о : С Застойные впадины глубокого шельфа Миргадимсайскки и др. Б.Каратау (Каз.) - РЬ, Ва Мак-Артур-Ривер (Австралия)-2п, РЬ, .Ag Сопппть и др. (Ю.Китай) №, Мо, МПГ Каршш (Невада) - Аи, Н& Аа о 3 я ' к ж «1 И ■ 1 О ущне- зоны то латерального •ч X ' Внутренние подняла Джезказганский (Ц.Каз.) А&РЬ -Си, О, Я . я >ч о X к V и ' X а б 1 и 5 а X а к 8 ч Рифы, органогенные массивы ЮВ Миссури(США) - РЬ^п Пайн-Пойкг(Канада) РЬ Сардана (Якутия) - ¿я, РЬ, <3е Шииг-Магианский р-н (Киргизия) -БЬЛ^

4> Н о % 1 Е Ы. с в » IIе Карбонатные и песчанные банки Ангарский р-н (Сибирская платформа) -Си Наван(Ирлаидия) - 2л, РЬ Илйнойс-Кен-тухки(США) -гл,ФЛ л 3 о о * 5 я 1 и я о 3 - я Глубоководные иловые впадины Верхне-Енапшмскнй р-н (Енисейский кряж) - Аи, БЯзОМ) Холоднинский (Сев.Прибайкалье)-^ РЬ а » « 2 н <в ® о м ? * Си в л а. ? ® « н Ж с» « 5? « Абиссальные депрессии Южно-Тихоокеанское поле - Ре, Мп, Со —. к * а» К « о И « О * И и о О О ™ « р. Внутриокеанические поднятия, склоны хребюь Районы Восточно-Тихоокеанского поднятия - Си, РЬ, 2п, Ре, Мп . .—1

Табтиа 3

ХАРАКТЕРИСТИКА ОСНОВНЫХ ТИПОВ ВШТРИКОНТИНЕНТАЛЬНЫХ РУДОНОСНЫХ БАССЕЙНОВ (ПАЛЕОЗОЙ)

Геодинамические типы бассейнов Рассеянный рифт (горсго-грабе-ковая система"! Зреяые ряфты и авло'когенк Рифты, авлахогеин и кадрифтовые депрессия

Формационные комплексы Конгломерато- песчаииковые сероцветные Конгпомерато-песч'аниковы г сероцветные субаэральные Конгломерато-пгсчаниковые пестроцретные субаэральные Эвапорнг-карбонатно-террнгеняые сероцветные, субвэральяо-субмаринные Эвапорнг-карбонатно-террягенные пестроцветные, субмарккно-субаэрапьные Эвапоркг-карбо- иатно- терригоюые субаэрально- субмаринные

Форшцяонный состав комплексов (вертикальные рзды формаций) Вулханогенпо- конгломерато- песчаниковая-* арпшшто- песчангаеовая угленосная Вулканогенко-песчанико-к онгломерат овая-» сланцево конпгомерато-песчаниховая-» вулканогеяно-пеечанико-коигломератовая, алевролито-конгломерато-песчаниковая Терригенно-вулканогенная, алевролито-алевропесчангасовая флншоидная утлеродсодержахцая -»доломито-аяевролитовая-* конгломерато-алевролито-песчаннковая песгроцветная Вупканогенно-песчаниковая красноцветная-мвапорит-карбонатно-терриген^ная-^терригенно-карбонат-^шя, терригенная угленосная-» эвапориг-карбонагно-терригенная песгроцветная Вутасаногеяно-террлгенная краскоцветная-»' терригенная красноцветная-» эвапоркг-карбонахно-пшнистая, глинисто-карбонатная углеродсодержащая-^аяевролкг-песчаниковаа пестроцветная-^эвапорит-песчано-алеврсшиговая красноцветная, эвапорнг-аргиллнг-карбонатная пестроцветная Тгррш енная-н» терригенно-гпкни- сто-гарбоиагная

Профилирующие рудные ассоциации Аи-Аг,УБ Аи-(ЦКАаНМПГ),и;Ре Си

Профилирующие рудные формации 1. Золотоносных конгломератов (м-ния Валей) 1. Золотоносных Конгломератов (м-ния бассейна Вгапватерсравд, Гурон) 2. Ураноносных конгломератов (м-ния бассейна Гурон) 3. Кремнисто-гештиговых сланцев 1. Медистых песчаников и сланцев (м-нкя Удокан, Уайт-Пайн) 2. Типа несогласий (м-ния бассейнов Атабаска, Онежского) 3.Ураноносных песчаников 4. Магнетнтовых песчаников 5. Волконскоитовая 1. Ртутная аргиллизиговая терригенная (м-ние Никнговка) 2. Свннцово-цннковая в карбонатных формациях 3. Каменных и калийных солей 4. Медистых песчаников и сланцев (проявления БахмутскоЯ и Калшиус-Торецксй котловин) Меднстых песчаников и сланцев (медные, медко-кобальтовые, медно-хобали-никеяевые, медно-кобалът-урановке, урановые м-ния Замбии и Катанги, серебро-медные м-ния Нижней Силезии) 1. Медистых песчаников и сланцев (м-ния Джезказган, Итауэ, Жаман-Албат) 2. Свинпово-шаосоваа в карбонатных породах 3. Марганцевая в терригенных породах (м-ние Джезды) 1 Желваковьгх фосфоритов 2 Сидерит-шамозит-гизрогети-товая оолитовая 3 Титан-пиркони-евых россыпей

Рудоносные формации и связанные с ними рудные формации (цифры в скобках) Песчаннко-кониюмера-товая (1) Сланцево-конгломерато-песчаниковая (1 -3) Конгаомерато-аневролкго-песчаннковая песгроцветная (1,2,4, 5), алевролито-алевро-песчаяиковая флишоидная утяеродсодержащая (13) Терригенная угленосная (2), терригеяно-карбонагная (2), эвапорит-карбонатно-террнгенная (3,4) Эвапорит-карбоиатяо-глинистая углеро дсод ержашая, терригенная краснсцветная (1) Алевролит-песчаниковая песгроцветная (1), глинисто-карбонатная упкродсодержашая (2), вулканогеннс-террипзшаз. краснопветная (3) Терригенная (3), террягеняо-тиня- сто-КЕрбонатная (1-3)

Возраст рудоносных комплексов мг,кг РЯ, 0,-Р У,Р-Т Вз-Р PZ.MZ.KZ бассейны материала были породы зелеяокаменных трогов. Преобладание в рудоносных комплексах химически незрелых гяинисто-терригенных отложений обусловливает наследование ими геохимической и химической специфики декодируемых образований.

Характер рудоиосности отдельных рифтогенных бассейнов отличается четко проявленной специализацией.

В рифтогенных бассейнах Чаро-Олекминского кратона профилирующим является медное и серебро-медное оруденение с примесью золота и платиноидов. В Угуйском и Нижне-Ханинском прогибах отмечаются проявления хромовой минерализации (Богданов и др., 1990, (69)). В Кодарском и Удоканском прогибах в средней и верхней частях нижнего формациояного ритма известны ураноносные горизонты. На отдельных участках Кодарского и Удокангкого прогибов имеются линзы магнетитсодержащих песчаников. В низах разреза Угуйского бассейна встречаются прослои джеспелитоподобных хремнисто-гематитовых пород (3,9,10, 1 б, 18.39,40,45,49,60,69,84].

Медное и серебро-медное оруденение отмечается по всему разрезу удокаиского комплекса и его аналогов. Наиболее продуктивен верхний ритм комплекса. Именно в терри генных формациях этого ритма локализуется Удокакское месторождение медистых песчаников, а также ряд доугих проявлений в Удоканском, Нижне-Ханинском и Угуйском прогибах.

Удокакское и другие месторождения меди бассейнов Чаро-Олекминского кретона большинство исследователей относят к осадочной группе. В его формировании выделяются син-диатеистическая, эпигенетическая и гипергенная стадии. В син-диагенетическую стадию возникали повышенные концентрации меди в определенных литолого-фациальных типах отложений. Допускается возможность терригеиного происхождения части сульфидов (17,30]. Ведущая роль в образовании промышленных руд отводится эпигенетическим процессам (Габлина, 1994, [53,58,59,67]).

Рудоносный комплекс бассейна Витватерсранд заключает уникальные месторождения золота, сопровождающиеся урановым оруденением (Рге1опи8,1974, АпЬаеи«кегЛ986). В распределении уран-золоторудной н золоторудной минерализации установлен четко выраженный литолого-фацнальный и палеотектоиический контроль.

Литолого-фациальный контроль выражается в тяготении основной мессы минерализации к ритмично построенным линзам грубообломочных пород с прослоями аргиллитов, в том числе и углеродистых, представляющими собой алдювиально-дельтовые конусы выноса • фаны.

Палеотеггонический контроль проявляется в тяготении рудоносных линз -золоторудных полей к склонам поднятий, фиксируемым по перепаду изомощ-ностей рудоносных толщ.

Золотое в сопутствующее оруденение бассейна Витватерсранд обычно относятся к осадочному механогенному типу (Pretorius, 1974, Anhaeusser, 1986), хотя есть мнения и об эндогенной гидротермальной или полигенной его природе {Щеглов,1994).

В бассейне Гурон известны месторождения золото-урановых руд, локализующиеся в нижней части рудоносного комплекса в верхах серии Эллиот-Лейк. В распределении золото-урановой минерализации здесь, так же как в прогибе Витватерсранд, устанавливается литолого-фациальный и палеотектоиический контроль (Roskoe, 1969).

В бассейне Кивино, трассирующем рифтовую систему Мидконтииента (Nicholson и др., 1992) и характеризовавшемся на раннем этапе развития интенсивным проявлением вулканизма, сосредоточены месторождения самородной меди типа Верхнего Озера и медистых сланцев Уайт-Пайи.

К рассматриваемой группе с определенной долей условности могут быть отнесены протерозойские бассейны Гренландско-Кан адского и СевероАвстралийского попов -Атабаска, Мартин, Тилон, Мак-Артур и др., в которых установлены крупные богатые месторождения урана, иногда с золотом, никелем, медью, кобальтом, мышьяком, известные под названием "месторождения типа несогласия". Отличительной чертой этих месторождений является то, что они несут признаки как гипергенных инфияьтрационкых процессов, так и относительно высокотемпературных мегасоматических (Лаверов к др., 1983). Месторождения этого типа приурочены к поверхностям раздела между протерозойскимя осадочными комплексами, выполняющими прогибы, и их древним гранито-гнейсовым фундаментом. При этом рудная минерализация развивается как в осадочных породах над поверхностью несогласия, так и в породах фундамента непосредственно под поверхностью несогласия, тяготея к сквозным долгоживущим разломам. Фиксируется несколько этапов минерализации, оторванных друг от друга во времени.

Существуют различные точки зрения на происхождение месторождений типа несогласия (Митчелл, Гарсон, S984). При любом подходе к трактовке природы подобных месторождений нельзя не учитывать, что их формирование тесно связано с развитием контролирующих их локализацию осадочных бассейнов от стадии заложения до стадии воздымайия и превращения в консолидированные анастабильные блоки. В связи с этим определенная часть месторождений типа несогласия несомненно может включаться в группу стратиформных а рассматриваться в рамках металлогении ОБ.

На территории России в рифтогенных эпикратонных бассейнах Алдано-Станового и Балтийского щитов оруденение, в достаточной степени условно относимое к типу несогласия, пока установлено только в Онежском бассейне (Билибина и др., 1991).

Особым талом рудоносных рифтогенных структур является бассейн Ояимпик-Дам в Южной Австралии, заключающий одноименное уникальное золото-ураново-медное месторождение (Roberts, Hudson, 1983). Бассейн выполнен вулканогенными и осадочными породами среднего протерозоя. Рудная минерализация отмечается во всех разновидностях пород, образуя мощную (до 350м) пологозалегающую рудную залежь. Происхождение орудеиения однозначно не определено. Возраст оруденения датируется моложе самых поздних интрузивных образований фундамента (1580 млн лет) и древнее перекрывающего платформенного чехла (1400 млн лет), т.е. формирование оруденения происходило близко по времени с накоплением вмещающих вулканогенно-осадочных пород (Roberts, Hudson, 1983). Вероятно, процессы рудообразоваяия были связаны с активной вулканической деятельностью и возникновением • рифтогенной структуры.

Таким образом, докембрийские тсррнгенные и вулканогенно-терригенные рифтогенные бассейны характеризуются четко выраженной уран-медно-золотой металлогеннческой специализацией.

Выделяются три типа таких рудоносных бассейнов: уран-золоторудный (Витватерсранд, Гурон); урановый с ванадием, никелем, кобальтом, молибденом, платиноидами, золотом (Атабаска, Онежский); серебро-медный (Удоканский, Кивино).

Рифтогенные РОБ с карбонатно-терригенным выполнением известны с вендского времени. Они формируются как на доксмбрийских плитах, так и на блоках континентальной коры, возникших в ходе каледонского и герцинского орогенеза.

Нижние части рудоносных комплексов этих бассейнов представлены субаэральными красноцветнмми террнгенными формациями, нередко с пачками основных вулканитов, а также эвапоритов, индикаторными для рифтовой стадии. Выше они сменяются глинисто-карбонатными с эвапоритамц отложениями ингрсссирующих бассейнов, фиксирующих стадию погружения и развития надрифтовых депрессий над остывающими термальными куполами. В ряде бассейнов такая смена режимов может фиксироваться дважды (1ожеП, 1989).

В карбонатно-терригенных формациях внутриплатных рифтогенных бассейнов заключены важные в практическом отношении стратиформные месторождения цветных, редких и благородных металлов, солей, углей, а также скопления углеводородов. К этой группе могут быть отнесены Катанга-Замбийский позднедокембрийский бассейн с серебро-медными, серебро-кобальт-медными с платиноидами и урановыми месторождениями; позднепалеозойский-раннемезозойскнй Нижнесилезский (Южно-Пермский) с месторождениями меди с серебром, платиноидами, кобальтом, свинцом и цинком; позднепалеозойский Джезказган-Сарысуйский с месторождениями меди со свинцом, цинком, серебром, кобальтом, рением; Днепрово-Донецкий- с месторождениями ртути (с полиметаллами), солей, углей, нефти и газа, а также ряд других подобных седиментогенных структур.

Внутриплитное положение бассейнов определяет слабую трансформацию и хорошую сохранность заключенных в них месторождений.

По особенностям развития, выполнения и металлогенической специализации в этой группе бассейнов можно выделить два Основных типа: I - карбонатно-терригенные, нередко с эвапоритами, пестроцветные субмаринно- субаэральные со свинцово-цинково-кобальт-серебро-медной специализацией; 2 - карбонатно-терригенные сероцветные субаэрально-субмаринные угленосные и соленосные с полиметаллическо-ртутной специализацией.

Для рудоносных комплексов бассейнов первого типа характерно ритмичное строение, сочетание субаэральных терригенных формаций с глинисто-карбонатными, часто обогащенными органическим веществом субмаринными формациями и эвапоритовыми образованиями. Это создает благоприятные условия для формирования как син-диатеистического, так и осадочно-эпигенетического (гидрогенного) оруденения. Стратиформные рудные залежи обычно локализуются в переходных зонах от красноцветных формаций к сероцветным.

Одним из наиболее известных и экономически важных рудоносных бассейнов первого типа является Катанга-Замбийский, заключающий медные с серебром, кобальтом и ураном месторождения, группирующиеся в Катанга-Замбийский медныйпояс.

Катанга-Замбийский бассейн заложился как рифтовый на консолидированном в предсреднерифейское время архейско-протерозойском континентальном блоке Центральной Африки (Annels,1989; Raybouid, 1978). На ранней рифтовой стадии возникшие депрессии заполнялись осадками аллювиальных конусов, аллювиально-эоловых равнин и эвапоритовых соленых озер, образовавшими нижнюю часть серии Роан (Fleischer et al., 1976). В северной части бассейна осадконакопление происходило синхронно с проявлением бимодального вулканизма. В дальнейшем общее термальное погружение привело к накоплению глинистых, алевритистых, песчаных, карбонатных и сульфатных осадков вышележащих частей серии Роан в довольно обширном бассейне. В позднекатангское время здесь формировались красноцветные и пестроцветные субконтинентальные и сероцветные морские карбонатно-терригеиные отложения серии Кунлелунгу.

Большая часть промышленных рудных скоплений сосредоточена в нижней части серии Роан. Рудная пачка мощностью i 50-200 м охватывает интервал разреза, переходный от нижней терригенной толщи к верхней карбонатно-терригенной. Рудовмещающие породы представлены известковистыми песчаниками, сланцами, аргиллитами, доломитами.

На ' происхождение месторождений Медного пояса Замбии-Катанги существуют различные точки зрения. На ранних этапах изучения они трактовались как гидротермальные, позднее как осадочные седиментацнонные (Мендельсон, 1963, Garlick, 1981) или диагенетичесхие (Bartholome, 1974; Van Eden, 1974). В последнее время активно отстаивается эпигенетическое (гидрогенное) происхождение оруденеиия в результате подъема по проницаемым пластам и зонам рассолов, обогащенных рудными элементами из внутренних частей бассейна (Густафсон, Уильяме, 1984; Jowett, 1989) или глубинных рудоносных фшоидов и разгрузки их в прибортовых частях бассейна в зоне лагунного мелководья (Anneis, 1989).

Во многом сходен с Катанга-Замбийским более молодой по возрасту Южно-Пермский бассейн Центральной Европы, в южной части которого имеется серия давно известных (Мансфелъд и др.) и открытых в конце 50-х годов уникальных месторождений Нижней Силезии в Польше. Южно-Пермский бассейн возник в раннепермское время при расколе консолидированной в ходе варисцийской орогении крупной континентальной плиты (Jowett, 1989).

Рифтовый этап фиксируется накоплением в локальных депрессиях нижнепермских красноцветных субаэрадьных терригенных толщ Красного Лежня и локальными излияниями мощных покровов (до 1000м и более) базальт-трахияипаритов (Ryka, 198!).

В начале поздней перми происходило общее термальное опускание деструктированного основания (Jowett, 1989), что привело к быстрому заполнению образовавшейся обширной впадины цехштейновым морем и накоплению в нем мощной (до 2000 м, местами более) толщи глинисто-карбонатно-эвапоритовых отложений. Смена режимов осадхонакоплеиия ознаменовалась образованием на обширных площадях в южной н западной частях бассейна специфического пласта (0,3-2,0 м мощности) углисто-битуминозных известковистых аргиллитов и алевролитов, содержащих в повышенных количествах медь и многие другие рудные компоненты. Этот пласт известен под названием медистый сланец.

В южной и юго-восточной прибортовой части цехштейнового бассейна на отдельных локальных площадях концентрации меди в медистом сланце достигают практически значимых содержаний. Такие участки оконтуриваются как поля месторождений Мансфельд, Зангерхаузен, Рихельсдорф и др. в Германии, Северо-Судетской группы (Конрад, Лена, Костел) и Любин-Серошевицы в Польше.

Накопление месторождений меди в Южно-Пермском бассейне контролировалось отшнурованными внутренними палеоподнятчями - суббассейнами, располагавшимися над узкими рифтовыми трогами. Отмечается, что меденосные площади располагаются над ареалом нижнепермских вулканитов (Ryka, 1989).

По типу рудовмешакнцих пород месторождения Южно-Пермского бассейна подразделяются на две группы - собственно медистых сланцев (Мансфельд и др.) и карбонатно-сланцево-песчаниковую (Любин- Серошевицы).

Отмечается связь оруденения с локальными палеоподнятиями, определяемыми по замещению бассейновых отложений субаэральиыми красноцветными терригенными образованиями rote Hule.

Обсуждение генезиса оруденения в цехштейне Германии и Польши, так же, как и для месторождений Катанга-Замбийского бассейна, сосредоточено в основном вокруг «ш-диагенетнческой и эпигенетической (гидрогенной) гипотез при различных вариантах поступления рудных элементов с поверхностным и подземным стоком, с рассолами из глубоких частей бассейна, обогащавшимися рудными элементами за счет выщелачивания их из красноцветных граувакк красного лежня, с флюидами из затухающих вулканических очагов (Joweít, 1989; Oszczepalski,1989; Rentzsch, 1974; Wedepohl, 1971,1960, [58]).

К этому же типу мы относим средне-позднепалеозойский Джезказган-Сарысуйский рудоносный бассейн в Казахстане. Отличие его от описанных бассейнов заключается в том, что основная масса оруденения сосредоточена в отложениях верхнего осадочного ритма, фиксирующего повторный этап рифтогенеза.

Заложение бассейна связано с деструкцией в позднем девоне Центрально-казахстанской континентальной плиты (Кошкнн, 1991).

Рифтогенный этап фиксируется образованием вулканогеино-терригенных субоэральных красноцветных толщ франского и нижнефаменского возраста. С этими толщами связаны небольшие месторождения марганца и проявления медного оруденения.

В конце фаменского времени рифтовый режим сменился стадией термального погружения. В образовавшемся обширном морском бассейне с позднего фамена до намюра включительно накапливались карбонатные и песчано-глинистые отложения.

С начала проявления повторного этапа рифтогенеза в конце намюра начинает формироваться мощная (до 1000 м и более) ритмично построенная красноцветная граувакковая формация средне-позднекаменноугольного возраста, выделяемая в целом как джезказганская рудоносная толща. В этой толще локализуется уникальное Джезказганское месторождение комплексных руд меди, серебра, свинца, цинка, рения. Здесь выявлены и менее значительные месторождения подобного типа • Итауз, Сары-Оба, Кипшакпай, Карашогаак, Жаман-Айбат и др. (4.20,24,31).

Джезказганская рудоносная толща имеет сложный полифациапьный состав. В ее нижней части значительным развитием пользуются прнбрежно-морские отложения, сменяющиеся вверх по разрезу ашповнально-дельтовыми и озерно-ашповиальными. В средней части толщи отмечается горизонт туфогенных пород.

Завершается развитие Джезказган-Сарысуйского бассейна накоплением пермских песчано-глинистых и эвапорит-карбонатно-глинистых субконтинентальных отложений мощностью до 1000 м и более.

Промышленное медное и I сопутствующее оруденение развито по всему разрезу джезказганской рудоносной толщи, локализуясь в прибортовой части Джезказганского суббассейна [4,20,25].

Характерной чертой Джезказганского месторождения является наличие широких ореолов околорудно-измененных пород. Рудовмещающие породы выделяются прежде всего своей серой, зеленовато-серой окраской, возникающей при оглеении первичных красноцветов. Они отличаются развитием вторичного карбонатного цемента, гидрослюды и железистых хлоритов, повышенной альбити-зацией и цеолитизацией [22, 26].

Вопрос о генезисе Джезказганского месторождения оживленно дискутируется вот уже несколько десятилетий (Наркелюн и др., 1983; Лурье, 1988; Габлина, 1994, [4, $9]). В последнее время традиционный набор гипотез « гидротермальная, осадочная седиментационно-диатеистическая и гидрогенная эпигенетическая - пополнился представлением о возможном инъекционном происхождении богатых рудных масс (Сатпаева, 1987).

Второй тип рудоносных рифтогснных бассейнов с карбонатно-терригенным выполнением представлен Припятско-Донецким авлакогеиом, индивидуальность которого определяется сочетанием крупных залежей каменных углей, каменной и калийной солей, месторождений и проявлений ртути, свинца, цинка, меди и урана, й также нефти и газа.

Припятско-Донецкий бассейн золожился в среднем-позднем девоне над протяженной рифтовой зоной, рассекающей в северо-западном направлении Восточно-Европейскую континентальную плиту. По вещественному выполнению и интенсивности последующих дислокаций бассейн расчленяется на два звена или суббассейна - Днепрово-Прнпятский и Донецкий (Геологическое строение., т. 1, 1985). '

Днепрово-ПрипятекиЯ суббассейн выполнен мощным ( до 3,5 • 5,0 км) комплексом всрхнедевонско-нижнекаменноугольных отложений трехритмового строения. Начало каждого ритма знаменуется проявлением вулканической деятельности. В конце франского и фаменского ритмов формировались соленосная и калиеносная формации.

На северном плече бассейна на склоне Воронежского щита в породах иижиекаменноугольной карбоиатно-террнгениой формации известны проявления свинцово-цинковой минерализации.

В Донецком суббассейне на начальном этапе его развития также отмечается проявление эффузивной деятельности. Со средневизейского времени до конца карбона в суббассейне формировалась мощная карбонатно-терригенная угленосная толща, характеризующаяся чередованием морских и континентальных отложений. В отличие от Днепрово-Припятского суббасейна угленосные толщи Донецкого суббассейна претерпели значительные дизъюнктивно-складчатые дислокации.

К средней части угленосной толщи в осевой части Донецкого суббассейна приурочены месторождения и рудопроявлення ртути (Никольский, 1959; Озерова, 1986). Рудная минерализация установлена в песчаниках, алевролитах, карбонатных породах и углях. Практически интересное ртутное оруденекие сосредеточено иа Никитовском рудном поле в главной антиклинали Донбасса.

Происхождение ртутного оруденения большая часть исследователей (Озерова, 1986; Федорчук, 1969) связывает с развитием рифтогенной структуры, сопровождаемым неоднократным проявлением магматизма. В то же время Г.М.Утехин (1985) обосновывает точку зрения о возможной первичной аккумуляции ртути в глинистых отложениях и углях и последующем перераспределении и концентрации ее в процессе складчатости и термального метаморфизма в благоприятных структурно- литологических ловушках.

Завершается развитие ПришггскоДонецкого бассейна формированием в пермское время иадрифтовой депрессии (Бахмутская и Кальмиус-Торецкая котловины), в красноцветных и пестро цветных эвапорит-терригенных отложениях которой локализуются мощные линзы каменной соли и несколько маломощных горизонтов сероцветных карбонатно-глинистых и песчаных пород с медной • минерализацией [4].

Общей спецификой внутриплатных рудоносных карбонатно-терригенных рифтогенных бассейнов является высокая степень продуктивности и поликомпоиентность рудных ассоциаций в контролируемых ими месторождениях. Наряду с комплексом металлов (медь, серебро, кобальт, никель, платиноиды, ртуть), которые в совокупности могут служить индикатором мантийной природы рудоносных процессов, в рудах присутствуют свинец, цинк, молибден, уран, что может свидетельствовать об определенной роли При рудогенезе континентальной коры.

Бассейны надрифтовых депрессий. Бассейны данной группы представляют собой обширные по площади отрицательные седнментогенные структуры в плитных чехлах, выделяемых в качестве синеклиз ( Московская на

Восточно-Европейской плите, Тунгусская и Вилюйская на Сибирской Плите и др.).

Формирование этих бассейнов происходило в условиях длительного, устойчивого прогибания участков континентальных плит. На фоне относительно медленных о малоамплитудных, слайсонтрастных колебательных движений происходила периодическая смена трансгрессий и регрессий морских бассейнов. Это обусловило накопление в относительно мелководных морских условиях зрелых песчано-глинистых и песчано-глинисто-карбонатных отложений, заключающих широкий набор полезных ископаемых, из которых только некоторые - угли, железные руды лимонит-гематитовой, сидеритовой и бурожелезняковой формаций, фосфориты, ископаемые россыпи, каменные соли представляют определенную промышленную ценность.

В распределении осадочных рудных образований четко проявляется связь их с конкретными палеогеографическими, палеоклиматическнми и литолого-фациальными обстановками, часто достаточно обширными, что приводит к рассредоточению на больших площадях рудоносных отложений с низкими концентрациями полезных компонентов и небольшой мощности. Это нередко, даже при наличии общих крупных запасов полезных ископаемых (железа, фосфоритов и др.) существенно отражается на их практической значимости.

В породах этих бассейнов нередко встречаются и эпигенетические мелкие проявления медной, свинцово-цинковой, иногда флюоритовой и редкометальной минерализации. Незначительные масштабы эпигенетического оруденения, вероятно, могут быть объяснены динамикой палеогидрогеологических систем в относительно стабильной тектонической обстановке внутренних частей континентальных плит.

Таким образом, можно еще раз подчеркнуть, что метаялогенические особенности чехлов континентальных плит достаточно жестко коррелируют«« с гетерогенностью строения фундамента и типами геодинамических режимов формирования седиментационных структур на всех этапах геологической истории платформ.

Бассейны пассивных континентальных окраин

В современных структурах пассивное краинные комплексы- могут входить как в состав платформенных чехлов, так и участвовать в строении складчато-кадвиговых поясов. В последнем случае они обычно выделяются в качестве миогеосинклинальных, миктогеосинклинальных или перикратонных образований.

Магматические процессы на пассивных континентальных окраинах проявлены относительно слабо и связаны, в основном, с зонами предшествовавшего рифтогенеза и деструкции континентальной коры, контролировавшими дайковые пояса и вулканические образования основного и субщелочного состава.

В складчато-надвиговых поясах отложения пассивных континентальных окраин претерпевают интенсивные деформации, на них часто накладывается дислокационный и термальный метаморфизм вплоть до палингенеза. Эти процессы приводят к существенным преобразованиям стратиформного оруденения, протекающим в двух направлениях : либо в сторону усложнения первичной структуры рудных залежей, вплоть до их фрагментации и почти полной деструкции, либо в сторону гидротермальной и метаморфогенно-гидротермальной регенерации рудных скоплений с образованием сложных полигенных и полнхронных месторождений [1,2,5,54,46,76,90,93].

По приуроченности скоплений полезных ископаемых к основным структурно-палеогеографическим элементам пассивных континентальных окраин и определенным группам вещественных комплексов выделяются следующие типы рудоносных бассейнов (табл.4):

ХАРАКТЕРИСТИКА ОСНОВНЫХ ТИПОВ РУДОНОСНЫХ БАССЕЙНОВ (ПАЛЕОЗОЙ) ПАССИВНЫХ КОНТИНЕНТАЛЬНЫХ ОКРАИН

Таблица 4

Структурно-палеогеографические обстановки Континентальный склон, континентальное подножие Внешний шельф, внутренний шельф Внутренний шельф, литораль

Типы рудоносных бассейнов I П Ш IV V VI

Формационные комплексы Терригенный (турбидитовый) черносланцгвый сероцветный субмаринный Терриггнный черно-сланцевый сероцветный субмаринный Карбонатно-терригенный углеродсодгржащий сероцветный субмаринный Терригенно-карбонатный пестроцветный субаэрально-субмаринный Углеродистый кремнисто-терригенно-карбонатный сероцветный субмаринный Кремнисто-терригенно-карбонатный пестроцветный субмаринный

Формационный состав комплексов (вертикальные ряды формаций) Сероцветная террнгенная -»черносланцевая флишевая (углеродсодержащая карбонатно-пшнистая, песчано-гаииисто- алевриговая флншоидная) -млшисто-жарбонатная Сероцветная террагенная черносланцевая флишоадная (углеродсодержащая карбонатко-гшшнстая, глинисто-харбонахная, песчано-глинистоалеврктовая (флищоидаая) пшниото-карбонатаая Терриггкная, территгнно-карбонатная -»глинисто-алевритовая углеродистая флишевая-» вулканогенно-терригенная сероцветная Красноцветная (вулканогенном ерригенная —> карбонатная рифогенная, терригенно-карбонатная углеродсодержащая -» флишоидная тонкогерриганная Сероцветная террнгенная, карбонатно-терригенная-» кремнисто-глинисто-карбонатная битуминозная Красноцветная вулканогенно-терригенная -> глинисто-кремкнсто-карбонатная флишоидная, кремнисто-карбонатная, рифогенная, терригенно-карбонатная—► флишевая терригеннвя

Профилирующие рудные ассоциации Аи ЧА&)* - (МПГ); Аи-БЬ^-БЬ-Аи " рь-гп, си-ръ-гп; Ае-си-рь-2л, (Бе); (Ва-РЬ-Хл) РЪ-гл; (Ва>РЬ-2п; Ва; Фл; Ре-Мп; Бе, (Фс) Ва-РЬ-Хп; РЪ-йг; Фл-Ва-РЬ-гп; Щ-БЬ; Н«; (Си) Фс; Фс-и; и; и-У-Мо; (МПГ) (Аи>№-Мо; Ва; горючие сланцы (упорные угли) Ва-РЬ-гп; РЪ-гп; Ре-Мс, Н& БЬ-Нд; ©л-БЬ-Н«

Профилирующие рудные формации (типы и подтипы) 1 .Золото-углеродистая -сухоложский тип (м-ния Сухой Лог, Токур, Олимпиада). 2.3олото-антнмонит-березиговая (м-ние Удерей) 1 .Колчеданно-полиметал-лическая - филизчайский тип (м-ния Фиточай, Кизил-Дере, Холод/нинское) 2.Свивдово-цянковая в -карбонатных породах (Йоко-Рыбачье рудное поле) 3.Медная в гаинисто-карбонатных породах (м-ния Иерро, Унион) 1 .Колчеданно-поляметаллическая (горевский тип) в кремнисто-карбонатных формациях (м-ние Горевсхое) 2.Коячеданно-по1Шметаллическая в углеродистых сланцах (м-ние Линейное) 3.Свинцово-цкнковая в карбонатных породах (м-ние Верхняя Арша) 4.Сидернговая (Бакал) 5.Магнезиговая карбонатная (м-дае Сатка) 6.Баритовая (м-ние Кужа) 7.Сеяпаих-флюоргаовая (м-ние Суран) З.Марганцевая доломиг-известняковая 1.Стратнформная свинцово-цилковая в карбонатных формациях -тип долины Миссисипи (м-ния Сардана, Мирга-лимсай) 2.Сурьмяно-ртутная карбонатная 3.Ртутнад карбонатная (м-ние Идриа) 1 Фосфатная кремнисто-карбонатная (микрозернистых руд - каратаусхий тип) 2.Фосфатная крешшсто-глинисто-карбонатная (зернистых руд -марокканский тип) 3.Фосфатно-кварцев&я (ракушечных руд - прибалтийский тип) 4.Молибден-ванадиеносных сланцев 5Никель-молибденовая в углеродистых сланнах-юхнокитайсхийтип (м-ниа Сопптнь) 6. Баритовая - вкгернтовая (м-ния Юж. Китая) 7.Россыпи I-Колчеданно-полиме-таялнческая в карбонатно-терригенных формациях -атасуйский тип (м-ния Жа1фем. Ушкжшн) 2 .Киноварно-флкиэрго-ахгимонитовая дхаопероидная (м-няя Джижикрут Хайдаркан) 3- Гемагит-родохрозяг-брауннговая - атасуйский тип (Ахасуйская группа м-иий}

Рудоносные формации к связанные с ними рудные формации (цифры в скобках) Чернослаицевая флишев&я-угаеродсодержащая песчано-пшнието-аяевриговая (1,2) Черносланцевая флишевм -флишевые углеродсодержащая карбонагао-глинистая, гакнисто-жарбонагная, пеечано-гниннст о-алевритовая (1- 3) Углеродсодержащая сланцево-хремнисгто-карбонатная (1-3), известняково-доломитовая (4-7) Известняково-доломитовая углеродсодержащая, рифогенная (1-3) Кремнисто-карбонатная (1), кремнисто-пшнисто-карбонатная (2), кремнисто-глинисто-карбонаткая углеродистая (4-6), терригенная (3,7) Глинисто-кремнист о-кар-бонаттая углеродсодержащая флишондная (1), кремнисто-карбонатная рифогенная (1,2), вулкаяогенно-кремиисто-карбонатная красноцветная (3)

Возраст рудоносных комплексов ЯзЛ Я Ргь Оз-Сь РЪ* С-Р, Т, 1-К у-рг, О, «К, К-Ы, N ЕЬ-СьР-Т

В скобках указаны второстепенные рудные элемента а) терригенные (турбидитовые) континентального склона и его подножия с золотым (золото-углеродистая формация), золото-сурьмяным с вольфрамом оруденекнем; б) терригенные внешнего шельфа и континентального склона с колчеданно-полиметаллическим оруденением филизчайского типа; в) карбонатно-терригенные внешнего шельфа со свинцово- цинковым (горевский тип), баритовым, магнезитовым, сидеритовым с марганцем оруденением; г) терригенно-карбонатные шельфовые (карбонатные платформы) со свинцово-цинковым с баритом, флюоритом оруденением типа долины Миссисипи; д) кремнисто-торригенно-карбонатные на деструктнрованном шельфе с железо-марганцево-барит-свинцово-цинковым (атасуйский тип) и сурьмяное ртутным оруденением; е) углеродистые кремнисто-терригенно-карбонатные шельфовые с фосфоритами, горючими сланцами, уран-молибдеН-ванадиевым, золото-платнноидо-молибден-никелевым оруденением (южно-китайский тип). а) 1брригенные бассейны с идкомшлльно-толотим оруденением (Бодай-бинский в Северном Прибайкалье, Адыча-Тарынский в Восточной Якутии, Сухопитский Енисейского Кряжа, Западно-Калбинский Восточного Казахстана и др.) входят в состав коллизионных складчатых поясов-с широким проявлением гранитондного магматизма. Они заключают промышленные месторождения золото-углеродистой формации сухоложского типа (Геологическое строение., т.10-2, 1989), которые постоянно содержат примесь сурьмусодержащих минералов в переменных количествах, вплоть до образования золото-сурьмяных месторождений (Сарылах в Восточной Якутии, Удерей в Енисейском кряже и др.). Нередко в рудах присутствуют серебро, вольфрам, платиноиды. Отнесение этих месторождений к стратнформной группе в значительной степени дискуссионно. Представления о генезисе золотого и золото-сурьмяного оруденения в углеродистых терригенных комплексах группируются вокруг, гипотез об определяющей роли гранитондного магматизма инверсионной стадии развития подвижных областей (Бровков, Ли, Шерман, 1985) или тектоно-магматической активизации (Гамянин, 1974; Индолеев и др.,1980), либо процессов метаморфического преобразования первично обогащенных золотом, сурьмой, и вольфрамом углеродистых кремнисто-карбонатно-терригенных толщ (Буряк, 1982; Гарьковец, 1982; Бергер, Мамонов, 1988).

В.А.Буряк (1982) датирует главный этап рудообразования как доинтрузивный (добатолитовый) и, по-видимому, доколлизионный, а вмещающие углеродсодержащие терригенные формации считает рудегенерирующим и и одновременно рудоносными, что позволяет рассматривать золотое и золото-сурьмяное оруденение в "черносланцевых" толщах как стратиформное. б) басеейш я. галчсдтшо-прлимшяличтеким ррушшим представляют собой индивидуализированные относительно слабодифференци-рованные геолинзы мощностью 5-10 км,- в составе которых обычно присутствуют флишевые глинистые, карбонатно-глинистые, тонкотерригенные формации с примесью пиро (спастического материала и повышенным содержанием органического вещества. По возрасту рудоносные комплексы большей частью относятся к рифею и мезозою [46, 51, 54,63,72,73,90].

В современных структурах складчато-надвиговых поясов рудоносные комплексы слагают протяженные узкие сложнодислоцированные антиклинории (Большого Кавказа, Пинар-дель-Рно Западной Кубы) и синклинории (Олоетстский в Северном Прибайкалье, Маунт-Айза в Восточной Австралии и др.). В ряде случаев устанавливаются два основных этапа дислокаций (Курбаяов, 1983, (54,63]).

На первом этапе формировались сравнительно простые пологие брахиформные складки, носившие, по-видимому, конседнментационный характер. Второй этап связан с проявлением поздних коллизионных движений, сопровождавшихся образованием линейной складчатости, мощных меланжевых зон и зон рассланцевания.

Месторождения, локализующиеся в рассматриваемых комплексах, представлены согласными и субсогласными сульфидными залежами, минерализованными послойными или кососекущими зонами дробления, жильными системами. Преобладание в составе рудных тел сульфидов железа, образующих массивные, густовкралленные, брекчиевидные, полосчатые руды, позволяет называть эти месторождения колчеданными. Содержание сульфидов свинца, цинка н меди в рудах варьирует в широких пределах как на разных месторождениях, определяя их специализацию - свинцово-цинховую, медно- свинцово- цинковую или медную, так и в пределах одного месторождения или рудного тела, с чем связано наличие рудной зональности.

Рудные тела дислоцированы совместно с рудовмещ&ющимн толщами. Отмечается нагнетание рудной массы в замковые части локальных антиклинальных складок.

Породы рифейских рудоносных комплексов обычно метаморфизованы до зеленосланцевой иногда до амфиболитовой фации.

Текстурно-структурные особенности руд, изотопно-геохимические данные, величие формационного, палеотектонического и лмтолого-фациального контроля месторождений в рудоносных бассейнах дают основание относить их к гидротермально (эксгаляционно)-осадочным образованиям с последующей перекристаллизацией ■ и регенерацией рудной массы при складчатости н метаморфизме (Матиас, Кларк, 1981; Мейнард, 1985; Нарсеев и др., 1989; Конкин и др., 1993, [67]). Карбоното-.тшигсннис .Еагеейны и щщюиьшимвым. баритовым, магнезитовым. саДШГГРбЫМ. Л .1ИаРШИК,М ОРУДАКВИСМ занимают переходное положение между терригенными бассейнами с колчеданно-полиметалличес.кмми месторождениями и терригенно-карбонатными бассейнами "карбонатных платформ" со свинцово-цннковыми месторождениями. Одним из основных отличий данного пша бассейнов от терригенных является то, что основная масса свинцово-цинкового оруденения сосредоточена в карбонатных формациях, хотя отмечается и в терригенных углеродсодержащих формациях или отдельных "черносланцевых" пачках в составе терригенно-карбонагных формаций.

К этому типу бассейнов относятся позднерифейский Большепитский бассейн Енисейского Кряжа с Горевским, Линейным и другими месторождениями, средиерифейский Юрма гинский Башкирского поднятия с небольшими Кужинским,

Верхне-Аршииским и другими месторождениями, рифейскнй Прибайкальский с Таборным и другими месторождениями.

Размещение месторождений в карбонктно-терригенных бассейнах контролируется общими для всех стратиформных месторождений палеотекгоническими и литолого-формационными факторами. Конкретное выражение этих групп факторов варьирует для различных типов оруденения. Так, свинцово-цинковое и барит-свинцово-цинковое оруденение в карбонатных формациях локализуется преимущественно в биогермно-биостромных доломитах с повышенной железистостью и марганцовистостью, развитых на куполовидных конседимен-тационных поднятиях [36, 38, 42, 57, 76]. Колчеданно-полиметалликческое оруденение в углеродистых сланцах тяготеет к локальным застойно-иловым депрессиям. Цинк-свинцовые месторождения локализуются в пачках тонхо-ритмичного переслаивания доломитистых и кремнистых известняков, доломитов, сидеритов, сидероплезитов и углеродсодержащих глинистых сланцев, выполняющих локальные впадины шельфового склона. Рудоконтролирующие конседиментациоиные Структуры наследуются при последующих складчатых деформациях: палеодепрессии обычно трансформируются в локальные брахиформные или линейио-вытяяутые синклинали, палеоподнятия - в такого же типа антиклинали.

Отмеченные типы полиметаллического оруденения могут располагаться как иа разных стратиграфических уровнях в разрезах рудоносных комплексов, так и примерно на одном уровне, образуя латеральный ряд разнотипных месторождений. Подобный характер размещения оруденения выявлен в Большепнтском бассейне (Кузнецов и др. ,1990), где колчеданно-полиметаллические месторождения в углеродистых сланцах (Линейное и др.) локализуется примерно на том же уровне, что и цинк-свинцовые месторождения в кремнисто-карбонатных породах (Горевское и др.).

Наряду с латеральной зональностью полиметаллического оруденения, в карбоиатно-терригеиных бассейнах нередко фиксируется смена свинцово-цинковых с баритом и флюоритом месторождений, тяготеющих к относительно поднятым блокам, залежами магнезита и сидерита, часто с повышенным содержанием марганца, в относительно более глубоководных шельфовых впадинах [2,38, 51]. г) Терригенно:*ар&>«Я171мс. басесйны с мтетомжсниямд типа, долины

Миссисипи представляют собой части "карбонатных платформ", т.е. литоральных или внутренних частей карбонатных шельфов деструктированных пассивных континентальных окраин. В развитии этого типа рудоносных структур выделяются два этапа: начальный рифтовый, отражающий деструкцию пассивной континентальной окраины, и "шельфового"прогибания. В строении рудоносных комплексов первый этап фиксируется субаэральными красноцветными терригенными формациями, второй - морскими н пркбрежно-морскими глинисто-карбонатными формациями со значительной долей разнообразных рифовых образований.

Данные бассейны амагматичяы, лишь в некоторых из них встречаются дайки субщелочного состава. Бассейны этого типа широко представлены в платформенных чехлах как древних кратонов, так и фанерозойскнх орогеяно-складчатых сооружений. В последнем случае они интерпретируются как квазиплатформенные.

В карбонатных формациях этих бассейнов локализуются стратиформные месторождения свинца и цинка с баритам и флюоритом к сопутствующими элементами (серебром, кадмием, германием а др.), известные как тип долины Миссисипи. Эти месторождения весьма многочисленны в палеозойских и мезозойских отложениях всех материков. С ними ассоциируют ртутио-сурьмяные я сидеритовые месторождения, иногда проявления медной и марганцевой минерализации [75, 78, 84,80].

В зависимости от характера структурно-литологических коллекторов выделяются три подтипа свинцово-цинково-цинковых месторождений в карбонатных формациях: а) пластовый или слоистый, представленный пластовыми рудными телами, залегающими согласно с вмещающими породами (Миргалимсай, Шалкия и др.), б) выполнения разнообразных по форме полостей, в том числе карстовых, представленный жильными, гнездо-,трубо-,леито-, линзообразными залежами брекчиевых и колломорфных руд (Ачисай и др.), в) метасоматического замещения рифовых построек, образующих зубчато-выклинивающиеся линзовидпые рудные тела (Пайн-Пойнт и др.). В промышленных рудных районах могут присутствовать месторождениях всех подтипов.

Ранее евннцово-цинковые месторождения в кабонатных формациях относились к телетермальным. По мере установления связей в распределении оруденения с литолого-фацнальными и палеотектоническими элементами осадочных толщ появлялись гипотезы об их осадочной природе. В последнее время активно развиваются представления о гидрогенной природе полиметаллического оруденения (Зуедепвку, 1986). д> Кремнисто-терригенно-карбонатные бассейны с железо-маргаицево-бзритлриниото-цинкогым Н эджтао-ртушнм. Орудстешем располагаются на деструктированных краях новообразованных коллизионных континентальных блоков. Они характеризуются сочетанием кремнисго-терригенно-карбонатной седиментации с активным вулканизмом. Возникающие структуры трактуются как вторичные геосинклинали (Твалчрелидзе, 1977), парагеосинклинали или миктогеосинклинали (Рундквист и др., 1981). Тнпоморфным бассейном с железо-марганцевыми и барит-свинцово-цниковыми месторождениями, выделяемыми как месторождения атасуйского типа, является Жаильминский в Центральном Казахстане. Он представляет собой конседимснтацнонную мульду, выполненную среднедевонско-нижнекаменноугольным вулканогенно-осадочным комплексом мощностью до 2000 м, имеющим трансгрессивное строение. Нижняя часть комплекса представлена красноцветными вулканогенно-терригенными породами живетского и франского ярусов мощностью от первых до 700 м. Выше залегает фаменско-турнейская флишоидная толща глинисто-кремнисто-алевритовых, углисто-глинисто-кремнисто-карбонатных пород с горизонтами и линзами карбонатов. В бортах и осевой частя мульды присутствуют отдельные покровы базальтоидов.

Горизонты железных, марганцевых и барит-свинцово-цинковых руд встречаются по всему разрезу флишоидной толщи. Железо-марганцевое оруденение локализуется преимущественно в лачках красноцветных известняков, формировавшихся в окислительных условиях.

Свинцово-цинковые рудные залежи контролируются пачками ритмптов -темноцветных тонкослоистых углеродистых глинисто-кремнисто- карбонатных отложений ' или телами рифогеиных карбонатов, накапливавшихся в восстановительной обстановке. Пачки рнтмитов фиксируют лохальные конседиментационные депрессии, а рифогенные массивы - локальные палеоподнятия.

По текстурно-структурным особенностям выделяются два типа свинцово-цияковых руд: тонкослоистые тонковкрапленные син-диагенетические или гидротермально-осадочные и прожилково-вкрапленные пятнистые брекчиевидные средне- до крупнокристаллических, метасоматические в измененных карбонатных породах. По соотношению этих типов руд выделяются два подтипа месторождений - жайремский, на котором представлены оба типа руд, я ушкатынский, который характеризуется развитием, в основном, второго типа руд.

Образование месторождений рассматривается как полигенное и полихронное с выделением гидротермально-осадочной (син-диагенетической) и гидротермально-метасоматической (эпигенетической) стадий рудообразовання (Рожнов, 1988; Скрипченко,! 989).

В рассматриваемых бассейнах широко проявлено флюорит-сурьмяно-ртутное и ртутно-сурьмяное оруденеиие джаспероидного типа (Южно-Ферганский и Зеравшано-Ги&рский рудные пояса, Динарская, Тосканская, Невадийская и Южнокитайская металлогенические провинции). Рудные тела на ртутно-сурьмяных месторождениях в этих зонах контролируются поверхностями межформационных перерывов между карбонатной и перекрывающей флншевой формациями в апикальных частях палеоподнятий и системами ограничивающих их конседиментационных разломов (Бергер, Натальин, 1989). Морфология рудных тел может быть пластовой, неправильно гнездообразной, жильной, штокверковой. В составе руд наряду с минералами сурьмы и ртути широко представлена полиметаллическая, флюоритовая и баритовая минерализация.

Джаспероидные ¡путно-сурьмяные месторождения обычно рассматривались как телетермальные, связанные с глубинными рудогенерирующими очагами, сформировавшимися на орогенном этапе (Федорчук, 1969). Некоторые ртутносурьмяные месторождения Тянь-Шаня относились к осадочно-диагенетическим (Сургай, 1970). В последнее время разрабатывается модель доскладчатой природы джаспероидного ртутно-сурьмяного оруденения (Бергер, Натальин, 1989). Формирование оруденения связывается с поступлением рудоносных растворов по конседиментационным разломам в бассейн осадконакопления. Их разгрузка на палеоподнятиях приводила к образованию эпигенетического оруденения. Одновременно в смежных с палеоподнятиями локальных конседиментадионных депрессиях могли возникать син-диагенетяческие скопления ртути, сурьмы, мышьяка, золота. е) Кремаи?р>-квригстн0-кйрб9натнн^ ш«яьФовы<= .бассейны с горишшш ФД9Ф9РИТОВ,„.ГОРЮЧИХ ШИЮТ. №Н-М9№$№П-ЖНШЮШ И.;Ш9ТО-ШЩИШМг: медв?дсв:иимгвым. ОРУЛЭДеНШМ характерны для краевых частей древних континентальных глыб. Рудоносные комплексы слагают нижние части плитных чехлов. Они могут оставаться слабодеформкроаанными, как это наблюдается по окраинам Русской и Сибирской платформ, или подвергаться различной интенсивности складчато-иадвиговым дислокациям на плитах (срединных массивах), участвующих в строении коллизионных поясов (Центрально-казахстанский, Буреинский и другие массивы). В последнем случае эти зоны рассматриваются как мио- или миктогеосинклинали, перикратонные прогибы и т.п. (Рундквист и др., 1981).

Характерной чертой рудоносиости этого типа бассейнов является широкое площадное развитие фосфатоносных отложений и горючих сланцев, тесно ассоциирующих в разрезах с пачками углеродистых алевро-глииистых пород, геохимически обогащенных ванадием, ураном, молибденом, кобальтом, никелем и рядом других элементов. Накопление фосфатного вещества обычно связывается с механизмом действия апвеляинга - поступлением и смешением холодных океанических вод, обогащенных кремнеземом, фосфатами и рядом тяжелых металлов, с теплыми водами шельфовых областей в приэкваториальных поясах.

В отдельных депрессиях на континентальном шельфе наряду с осаждением фосфатов происходила седиментация карбоиатно-глинистых отложений, обогащенных аквадьным органическим веществом. В таких образованиях известны небольшие месторождения урана с ванадием и молибденом. Открытие в Южном Китае в подобных отложениях промышленных месторождений молибдена и никеля с золотом и платиноидами (Chen, Nansheng et al„ 1982) существенно расширяет металлогенический потенциал рассматриваемых бассейнов.

Наблюдается пространственная разобщенность фосфатрносных площадей и участков развития металлоносных углеродистых сланцев. Фосфатоносные площади располагаются на карбонатных банках и их склонах, в то время как близковозрастные горизонты металлоносных углеродистых сланцев выполняют конседиментационные локальные застойные впадины между ними.

Таким образом, в целом для пассивиоокраинных РОБ можно отметить, что их металлогеническая специализация обусловливается разнообразием палеогеографических и литолого-фациальных обстановок в совокупности с вариациями глубинного строения переходных зон от континентальных плит к океаническим.

Бассейны субдукционных поясов

Субдукционные зоны, развивающиеся вдоль поверхностей сейсмичности Вадати-Беньофа, представлены протяженными островодужными системами, в составе которых выделяются глубоководные желоба, преддуговые, междуговые, задуговые и окраинные прогибы. Специфическими особенностями геодинамн-ческой обстановки субдукционных зон является высокая сейсмичность, интенсивное поднятие краевых частей континента и проявление интенсивного вулканизма, связанных с разогревом и всплытием блоков континентальной коры с одновременным поддвигом океанической плиты. Это обусловило поступление в бассейны седиментации больших объемов плохо дифференцированного, незрелого терригенного материала с существенной вулканомиктовой составляющей. Накапливались мощные (до 5-10 км) субмаринные и маринные вулканогенно-терригенные регрессивные комплексы с нечетко проявленной макроритмичностью и широким развитием флишоидных граувакковых формаций. Литогеодина-мические обстановки были таковы, что в бассейнах отсутствовали благоприятные условия для хемогенной или механогенной дифференциации и аккумуляции рудных компонентов. Этим, вероятно, объясняется в целом слабая рудоносность этой группы ОБ (Митчелл, Гарсон, 1984, [1, 2, 5, 11-15)). Отмечается также бедность турбиднтовых и пелагических осадков внешних дуг и органическим материалом. '

В нижних частях вулканогенно-туфотефроидных флишевых комплексов преддуговых и междуговых прогибов встречаются осадочно-вулкаяогенные залежи марганцевых руд, например, месторождение Пожарево в Тимок-Среднегорской зоне балканид и др. [75].

Высокая динамичность и широкое проявление магматогенных процессов в островодужных поясах приводят к возникновению широкой гаммы экономически важных магматогенных месторождений (Митчелл, Гарсон, 1984) - колчеданных, порфировых, жильных я др. (Си, РЬ, гп, Аи, ЗЬ, \У, Мо, н др.).

Значительный практический интерес представляют задуговые бассейны в отношении нефтегазонОсностн и угленосности, хотя по продуктивности они и уступают другим геодияамнчссквм типам бассейнов.

В тыловых частях островодужных систем могут возникать субаэральные бассейны, выполняемые эвапоритсодсржашими красноцветными терригеннымн континентальными отложениями с небольшими инфильтрационными н осадочно-эпигенетическими фановыми, медными и медно-ванадий-урановыми месторождениями. В тыловом басиейне сжатия Альтншшно в Боливии в Андийской системе локализуется месторождение меди Коро-Коро. Бассейны этого типа имеют много общего с коллизионными бассейнами форланда.

Бассейны коллизионных областей

Среди коллизионных ОБ А.Митчеллом и Х.Редингом (1990) выделяются остаточные бассейны, наддуговые троги, боссейны форланда, межгорные впадины, троги и грабены. В остаточных бассейнах и наддуговых трогах накапливаются мощные толщи терригенных пород флишевого типа, преимущественно морского происхождения, обычно не содержащих рудных месторождений (Митчелл, Рединг, 1990). Значительно больший интерес в отношении стратиформиой рудоносности представляют бассейны форланда, межгорных впадин, трогов и грабенов, в которых могут локализоваться месторождения меди с серебром, кадмием, селеном; урана и ванадия; марганца, железа (табл. 5). 8 »тих же бассейнах сосредоточены очень крупные скопления солей, углей, нефти и газа. В бассейнах форланда и межгорных прогибах накапливались субаэральные и субмари иные глинисто-песчано-конгломератовые молассовые толщи. В зависимости от климатической зоны, в которой располагались бассейны, в составе осадочных комплексов типоморфными выступают либо эвапоритовые и терригенные красноцветиые, либо угленосные терригенные формации. Проявления вулканической деятельности отмечаются, в основном, в межгорных прогибах и представлены преимущественно наземными кислыми эффузивамн.

Бассейны форланда. Бассейны форланда располагаются в краевых частях континентальных плит, испытывавших давление со стороны сопредельных иадвигово-складчатых сооружений.

Характерной чертой этих бассейнов является их асимметричное строение, фиксируемое по раздувам мощностей геолянз форланда вблизи горных сооружений и постепенному выклиниванию их в сторону платформы. Поэтому переходы бассейнов форланда в одновозрастнью внутриплатные бассейны часто не имеют четко выраженных границ и могут заходить далеко вглубь платформы. Отмечается смещение оси прогибов форланда во времени в сторону от растущих горноскладчатых сооружений.

В составе осадочных комплексов преобладают пестроцветные глинисто-песчаные отложения озерно-аллювиальных равнин и дельтовых конусов выноса или серо цветные мелководные глинисто-песчаные отложения внутренних морей, наследующие геохимические и петрографические особенности пород денуди-руемых комплексов. Для аридных зон характерно широкое развитие эвапоритовых образований, для гумидных - угленосных формаций. Те и другие локализуются в нижних частях комплексов.

По металлогенической специализации и вещественному выполнению можно выделить два типа рудоносных бассейнов форланда: субаэральные эвапоряттерригенные пестроцветные калиеносные и серебро-меденосные и субаэральиые и субмаринкые терригенные сероиветные угленосные, железо-, марганцево- н урановорудные. Выделение этих типов в достаточной степени условно, так как меденосные красноцветные, угленосные и эвапоритовые формации могут фациально замешать друг фуга в пределах единого седиментационного прогиба. К первому типу можно отнести герцинскнй Предуральский прогиб, ко второму -альпийскую Причерноморскую впадину. Предуральский бассейн форланда появился в артинское время перед фронтом начавших формироваться складчато-надвнговых структур Урала. Он заложился на восточной окраине Русской плиты, развивавшейся в девоиско-каменноугояьиое время в режиме пассивной континентальной окраины. В начале куигурского века возникший прогиб был занят бассейном с повышенной соленостью, что в условиях жаркого аридного климата, интенсивного прогибания ложа бассейна седиментации и ограниченного поступления терригенного материала обусловило накопление уникальной по параметрам галогенной формации.

В ангидрито-карбонатных породах в верхах артинской и низах кунгурской толщ в восточном борту Предуральского прогиба отмечаются повышенные содержания марганца. В зоне гипергенеза за счет марганцовистых известняков образуются небольшие скопления элювиальных и переотложенных окисленных марганцевых руд (месторождение Улу-Теляк и др.).

В начале уфимского времени резко увеличивается поступление в бассейн терригенного материала с денудируемого Уральского орогена, значительно расширяются контуры бассейна осадконакопления, охватывая часть Русской плиты до р. Волга. На протяжении всей поздней перми в бассейне накапливались преимущественно красноцветные молассоидные толщи сложного фациального и литологического состава.

По всему разрезу верхнепермскях отложений Предуральского бассейна отмечаются проявления медного оруденония. Оно установлено на обширных площадях бассейна от севера Пермской области до юга Оренбургской области и от Урала до Волги [4,20,27,29,65].

7а£жща5

ХАРАКТЕРИСТИКА ОСНОВНЫХ ТИПОВ РУДОНОСНЫХ БАССЕЙНОВ

ПАЛЕОЗОЦКОЛЛИЗИОНЦЫХ ОБЛАСТЕЙ

Геодлнами-чесхие типы бассейнов Форланда Межгорпые впадины

Формади- онные комплексы Эвапорнт-карбоиатио-терри-генные сероцветные субаэрально- субмаринные (молассовые) Эвапорнг-карбонатно- терригенные пестрооветные субмаринно-субаэральные(молассовые) Конпюмерато- песчаниковые пестроцвепше субаэральные (ыолассовые) Конгтюмерато-песчаннковые пестроцветные субаэральные (молассовые) Эвапорит карбонатно-терригенные серо-цветные субазрально-субмарннные (молассовые) Вулканогенио- терригенно- кремкисто- карбонатньге пестроцветные субаэральные

Формаци-оннык состав комплексов Терригенная угленосная-» карбонатно-терригенная, терригенно-крбоватная-» песчаио-алеврито-глинистая марганцевоносная, песчано-глинистая железорудная Терригенно-карбонатная, терригенно-эвапориювая-> терригенная красноцветная, карбонатно-терригенная пестроцветная Терригенно-эвапоритовая-* терригенная пестроцветная Вужаногенно- терригенная, терригенно-эвапоритовая-» глинисто-терригенная красноцветная Терригенно- карбонатная, вулканогенно- терригенно-карбонат- ная-»хремнисто- глинисто-песчаниковая Терригенно- вулканогенная--> эвапорит- терригенная, вупканогенно- террнгеиная

Профипирую-щке рудные ассоциации Мп, Ре, россыпи "Л, 7л, УБ, УК Соли, Си, и-У-Бе, Мп Соли, Со Соли, Си Мп В,У,РМ,РЗ

Профилирующие рудные формации 1. Марганцеворудная в песчано-гаинистых породах - пиролюзит-псиломелан-манганокалъцит-родохрооктовая (Никопольское м-ние) 2. Сидериг-шамозиг-гидроге-титовая оолитовая (Керченское м-пие) 3. Россыпи "Л, 2ж 1. Каменной и калийной соли (Верхнекамское м-ние) 2. Медистых песчан^иков и сланцев (проявления Приуралья, Пржарпатъя) 3. Урановорудная в глиннсто-терригенных породах (Чу-Сарысуйский бассейн) 4. Марганцевоносные мергели в известняки (Улутелякское м-ние) 1. Каменной сопи 2. Медистых песчаников 1. Каменной соли (Таримская впадина) 2. Медистых песчаников и сланцев (проявления Ферганской впадины) 1. Марганцеворудная в песчано-глинистых породах - ттиротспит- псиломелан-манпжо- кальцга-родохро- зитовая (м-ние Чиатуры) 1. Редкометальных рассолов и отложений вулканических озер (м-ние Бигадич, оз. Серлз)

Рудоносные формациии связанные с ними рудные формации (цифры в скобках) Песчано-алеврито-глинистая (1); песчано-птнистая (2); карбонатно-терригенная (3) Терригенно-эвапоритовая (1); терригенная красноцветная (2); карбонатно-терригенная 0); терригенно-карбонатная (4), Терригенно-эвапоритовая (1); терригенная красноцветная (2) Терригенно-эвапоритовая (1); глинисто-терригенная красноцветная (2) Кремиисто-глинисто-песчакиковая (1) Эвапорит-терригенная, вулкаяогенно-терригенная (1)

Возраст рудоносных комплексов кг-м,р кг кг,о к2-к кг

В размещении медеиосных площадей устанавливаете* четко выраженная связь с крупными структурными элементами фундамента я локальными палеостру-кТурамн бассейна седиментации (20,23,27,29,71,72].

Таким образом, в разрезе пермского осадочного комплекса Предуральского бассейна устанавливается вертикальная минерагеническвя зональность: в его нижней часта развито марганцевое оруденение, выше локализуются мощные залежи калийных и каменной солей, а в верхнепермской частя широкое площадное развитие имеет медное оруденение,

В гумидных условиях, господствовавших в пермское время к северу от Тямана а Печорском бассейне параллельно с накоплением пестропветных эвапоркт-террнгенных формаций Предуральского бассейна, происходило формирование мощных угленосных толщ.

Причерноморский бассейн форданда располагается к северу от альпийского орогена Горного Крыма. Он возник в позднем мелу перед фронтом склядчато-надвиговых сооружений Крымского сектора альпийского коллизионного пояса.

Бассейн имеет характерное асимметричное строение с крутым южным бортом, примыкающим к Крымскому орогену, н очень пологим северным, располагающимся на южном склоне Украинского щита.

Маргашеворудные площади Никопольского района локализуются в северном приплатформеином борту Причерноморского бассейна. Марганцевое оруденение сосредоточено в олнгоцен-ннжиемиоценовой мелководной морской сероцветной песчаио-алеврнто-глинистой формации. Накопление марганца происходило в серии лагун, существовавших в зоне северного побережья обширного морского бассейна. Текстурные особенности марганцевых руд и литолого-фациальный контроль оруденения служат основанием для отнесения их к диагенетическим образованиям (Страхов, 1962). При этом характерной особенностью рудных скоплений является отсутствие признаков первичного накопления в осадке (Домбровская и др. 1989). Если на механизм аккумуляции марганца в осадочных породах взгляды исследователей в большинстве случаев совпадают, то источник огромных количеств марганца и пути поступления его в бассейн седиментации, остаются предметом дискуссий. Представления е5 источнике марганца группируются в основном вокруг двух гипотез. По первой Гипотезе источником марганца служили денудируемые комплексы основных пород, участвующие в строении Украинского щита, по второй - марганец поступал из глубинных эндогенных источников (Дзоценидзе, 1965; Князев и др., 1973), а месторождения имеют гидротермальную природу и относятся к отдаленной вулканогенно-осадочной формации.

В верхней части осадочного комплекса Причерноморского бассейна локализуются лептохлоритовые и гетит-гидрогетитовые руды Камыш-Бурунского и других месторождений. Рудные горизонты входят в состав плиоценовой песчано-глинистой мелководно-морской формации.

Особенности Предуральского' н Причерноморского бассейнов форланда позволяют считать, что бассейны этого типа требуют особого подхода к оценке их рудовосности на базе разработки и применения гндрогенных геолого-генетических моделей. Продуктивность такого подхода подтверждается выявлением крупных скоплений урановых руд в Чу-Сарысуйском позднемезозойско-кайнозойском бассейне, который может быть отнесен к подобному типу.

Бассейны межгорных впадин Формирование межгорных впадин связано с возникновением локальных зон растяжения в теле формирующихся орогенов.

Бассейны межгорных впадян имеют, в основном, меньшие размеры по сравнению с фугами типами бассейнов. Они выполняются терригенными и вулканогенио-терригеняыми молассами, накапливающимися преимущественно в засолоняющихся или опресняющихся водоемах. Осадкоиакопление в этом типе бассейнов протекает при интенсивном смыве грубообломочного, плохо дифференцированного материала с прилегающих горных сооружений, что часто приводит к их перекомпенсации. В гумидных зонах это способствовало формированию угленосных толщ (Челябинский бассейн и др.), в аридных - накоплению эвапоритов (Таримский бассейн и

По металлогенической специализации бассейны межгорных впадин сходны с бассейнами форланда. Среди них также можно выделить два типа: субаэральные красноцветные терригенные и вулканогонно-терригенные с медным оруденением и субаэрально-субмаринные сероцветные вулканогенно-терригенные с марганцевым оруденением.

Бассейны нового типа известны во многих орогенных поясах - это Минусинский девонский а Алтае-Саянской области, Ферганский и ЮжноТаджикский мезозойско-кайнозойские в Тяяь-Шаиьской области и др. (Наркелюи я др., 1983, [2,4,5]). Общей особенностью меденосных бассейнов межгорных впадин является их низкая продуктивность.

По характеру выполнения, составу и строению рудоносных комплексов я особенностям локализации в инх оруденеиия бассейны межгорных впадин имеют много общего с бассейнами форланда

Важное практическое значение имеют субаэрально-субмаринные серодвепше вулканогенно-терригенные бассейны. В относящемся к этому типу Чвдпурском мезозойско-кайнозойском бассейне сосредоточены крупные промышленные месторождения высококачественных руд марганца (Чяатурское, Квнрильское и др.). Формирование Чиатурского бассейна связано с альпийским орогенезом и происходило одновременно с развитием Причерноморского в других бассейнов форланда.

Участки развития марганцеворудных осадков контролируются локальными олягопеновымн паяеодепрессиями. По мнению Г.С.Дзоценидзе (1980), поступление марганца в придонные слои олигоценового мелководного морского бассейна происходило в результате вулканической деятельности, а его осаждение и аккумуляция осуществлялись хемогеиным путем в благоприятных феодальных н структурных обстшовках.

Осадочные бассейны коллизионных областей представляют собой специфическую, в большой степени индивидуализированную по металяопенической специализация, группу рудоносных бассейнов. В бассейнах этой группы создавались благоприятные предпосылки для функционирования артезианских и палеоартезианских систем, результатом деятельности которых явилось возникновение эпигенетических рудных образований. Одновременно проявление коллизионного корового магматизма, вероятно, стало причиной поступления в бассейны больших масс рудных элементов и прежде всего марганца.

В связи с этим представляется, что рудный потенциал коллизионных бассейнов на территория России раскрыт еще не в полной мере.

Эволюция стрятиформного рудообразоамшм и некоторые обом>< закономерности размещении РОБ

Анализ закономерностей размещения и эволюции РОБ в структурах земной коры позволяет подойти к рещению некоторых общих вопросов региональной металлогении. К ним можно отнести, прежде всего, вопросы металлогенической специализации и региональной металлогенической зональности крупных блоков земной коры.

Эволюция стратн формного рудообразования в ОБ связана с двумя основными причинами.

Первая причина имеет глобальный характер и обусловлена общей эволюцией геологических процессов в история развития Земли и, в частности, эволюцией осадочной оболочки Земли, процессов седиментогенеза в континентальных, морских в океанических обстановках, изменения физико-химических, палеоклиматическях, палеогеографических условий денудации, транспортировки и аккумуляции осадочного материала, развития биосферы и т.д. (Яншин, 1988). С этой причиной связываются эмпирически устанавливаемые эпохи максимального накопления фосфоритов, каменной и калийных солей, марганца, меди, свинца в цинка, железе н т.д. Так, отмечается, что наиболее крупные стратиформные месторождения свинцово-цинковых руд формировались в позднепротероэойское, позднедевонское, раннекаменноугольное и триасовое время; медных руд • в ранне и позднепротероэойское, позднекаменноугольное - пермское время; марганцевых руд • в позднепротероэойское - кембрийское, позднедевонское и олнгоценовое время. Выделяются три глобальные эпохи соленакоплення - кембрийская, девонская и пермская, фосфоритонакопления - венд-раннепалеозойская, мел-' раннепалеогеновая и неогеновая (Veizer, Laznicka, Janeen, 1989; Рундквист н др., 1994).

Обращает на себя внимание высока« продуктивность докембрийскшс ОБ, особенно с учетом того факта, что мы имеем дело только о отдельными фрагментами тех бассейнов, которые сохранились в земной коре до настощего времени. Особенности металлогенической специализации, продуктивности в вещественного состава страпгнформных месторождении докембрийских ОБ уже давно интерпретируются с учетом специфики пал со климатических, палеогеологяческях условий осадконакопления (Салоп, 1982). Это выражается прежде всего в делении ОБ докембрия на две группы: раннедокембрийские и позднедокембрийские.

Раннедокембрийские ОБ возникали ври деструкции архейских коитийентальиых блоков, консолидированных после формирования зелевокаменных поясов [б, 8-10, 68, 73, 80, 84].Это былв первые эпикратонные седиментогенные структуры рифтогенного типа, выполнение которых происходило в условиях существенно углекислой атмосферы, резкого превалирования процессов физического выветривания и только начинавшегося карбонатообразовання. Этими факторами объясняется унаследованносгй химической и геохимической специализации раннедокембрийских терригенных толщ от денудируемых архейских гранат-зелеиокаменяых областей а накопление в значительных количествах в терригенной форме не только золота, урановых минералов, магнетита, гематита и других устойчивых минералов, но и часта сульфидов железа и меди.

Все страти формные месторождения раниедокембрийского возраста в той или иной степени преобразованы. при наложении последующих процессов метаморфизма, а при выведении в приповерхностные зоны -гипергенеза.

Образование позднедокембрийских ОБ происходило в существенно иных условиях, что связано с четко проявленными процессами глобальной плитной тектоники, появлением кислородсодержащей атмосферы и началом активного функционирования органического мира [95]. По геодинамическим обстановкам формирования выделяются два типа рудоносных ОБ: рифтогенные виутриконтинентальные и перикратоиные пассивноокраинные.

ОБ первого типа выделяются в основании фанерозойскнх чехлов всех древних платформ. Они выполнены пестроцветаыми терригенныма и карбонатао-террнгенными комплексами, вмещающими син-диш-енетические месторождения серебро-кобальт-медные с золотом, платиноидами, ураном, свинцом и цинком (Катанга,Замбия), урановые с ванадием, никелем, кобальтом, платиноидами типа несогласий (Мак-Артур, Атабаска), железо-редкоземельные (Баян-Обо), золото-урая-медные (Олимпшс-Дам).

ОБ второго типа включают широкую гамму месторождений [1, 2, б, 8, 68, 73, 81, 95]. Терригенные (турбидитные) комплексы бассейнов континентального склона и его подножия вмещают полихрониые и полигенные месторождения прожилково-вкрапленных руд золота, сурьмы, вольфрама н платиноидов черносланцевого типа, Терригенные углеродсодержащие комплексы бассейнов внешнего шельфа заключают гидротермально-осадочные колчеданно-полнметая-лические месторождения типа Холоднинского. Кремнвсто-терригенно-карбонат-ные комплексы шельфовых бассейнов вмещают полиметаллические месторождения типа Горевского, а также месторождения марганца, барита, сидерита, фосфоритов, флюорита, магнезита.

Кроме месторождений рудного н нерудного сырья в лозднедокембрийских ОБ выявлены крупные скопления углеводородов (Байкнтский ОБ и др.).

Вторая причина, которая обусловливает пространственное н временное положение стратнформного оруденекия в осадочных толщах и, соответственно, проявление вертикальной и латеральной металлогенической зональности, заключается в стадийности развития геотектонического цикла литосферы и его повторяемости на отдельных крупных литосферных плитах. Это приводит к закономерной смене во времени различных геодинамических типов рудоносных осадочных бассейнов, что позволяет выявить их временные, а также латеральные ряды. Наиболее уверенно такие ряды РОБ устанавливаются в чехлах платформ. Так, типичен временной эволюционный ряд осадочных бассейнов восточной окраины Русской плиты: рифейские и вендские рифтогенные (рнфтовые и надрифтовые депрессии) - девон-каменноугольные пассивноокраинные - пермские коллизионные (форланда) - мезозойские и кайнозойские надрифтовых депрессий,

Этот эмпирический рил удоыютьоритедьио увязываете* с геотектоническим развитием системы /штосфериых шшт Уральском репюив.

Одновременное проявление различных геодииамических режимов в разных частях одной континентальной плиты может приводить к синхронному образованию разнотипных рудоносных бассейнов. Так, в пределах Русской плиты в среднем палеозое существовал рифтогенный Днепрово-Донецкий бассейн, в котором формировались месторождения углей, солей, углеводородов, ртутя, тогда как восточную ее часть занимал обширный пвссианоокршииый Волго-Уральский нефтегазоносный бассейн.

Отмечаемые многими исследователями особенности размещения страсти формного орудеиения, проявленные в отдельных крупных континентальных плитах, увязываются с положением в них РОБ различных геодинамических типов. При этом взаимное соотношение стратифицированных металлогеннческих зон -рудоносных палеобассейнов определяется ориентировкой рифтовых зон, формой береговых очертаний континентальных шшт и характером сочленения с соседними плитами. Например, во внутренней части Алдано-Стаиового щита располагаются раииепротерозойские Удокянский и другие эпнкрвтоиные рифтогевные бассейны с ураиоиосиыми и серебро-меденосными горизонтами, в по периферии позднепротерозойские пассивноокраинные терри генные бассейны со свинцово» цинковым и золотым орудеиеиием [б, 8,64,68, 73,81).

В складчато-надвиговых поясах взаимное яеранчное соотношение рудоносных палеобассейнов обычно в той или иной степени нарушено, а сами бассейны трансформированы или фрагментироваиы. Сохранившиеся в современных структурах складчато-надвиговых поясов рудоносные осадочные бассейны или их фрагменты могут находиться как в автохтонном, так и аллохтониом залегании, поэтому выявление особенностей размещения и региональной металлогенической зональности может быть произведено только после палеогеодинамических реконструкций.

ОСНОВЫ ПОСТРОЕНИЯ ГЕОЛОГО-ГЕНЕТИЧЕСКИХ МОДЕЛЕЙ СТРАТИФОРМНЫХ МЕСТОРОЖДЕНИЙ.

Разработка геолого-гепетических моделей рудоносных осадочных бассейнов имеет как теоретическое, так и важное прикладное значение (Кривцов, 1989). Наличие альтернативных точек зрения на происхождение стратиформных месторождений определяет существенные, а нередко И кардинальные различия в оценке значимости отдельных групп рудоконтролирующих факторов [67]. Решение проблемы генезиса стратаформных месторождений должно производиться е учетом стаднй-ности развития конкретных ОБ и объективно устанавливаемых рудоконтролирующих факторов. При подобном подходе ОБ рассматриваются как особый зил рудообразующих систем, в которых по характеру аккумуляции полезных компонентов могут генерироваться различные генетические группы месторождений [2,5,85-87,93].

Специфика процессов накопления и поетеедиментааионного Преобразования осадков. предполагает решение при геолого-генетическом моделировании стратиформного рудообразования двух теснейшим образ«« взаимосвязанных групп вопросов: а) выяснение палеогеодннамических, палеогеографических и палео климатических условий формирования осадочного бассейна, особенностей вещественного состава денудируемых областей, типа и интенсивности процессов выветривания, гидродинамических, физико-химических н геохимических условий осадконакопления; б) установление характера Соотношения рудной минерализации с вмещающими породами, абсолютного и относительного возраста оруденения, стадийности формирования оруденения, предполагаемых источников рудного вещества, природы органического вещества углеводородов и сульфидной серы, энергетики, состава я палеогидродинамикн рудотранспортирующих флюидов, характера и типа геохимических барьеров, учета роли смежных эвапоритовых в нефтегазоносных формаций в структур [2,67].

В соответствии с теоретически возможными механизмами поступления, дифференциации и аккумуляции рудных элементов в осадочных бассейнах и вероятным источником рудного вещества выделяются следующие генетические типы стратиформных месторождений (табл.6):

Табяатб

ГЕНЕТИЧЕСКАЯ КЛАССИФИКАЦИЯ СТРАТИФСРМНЫХ МЕСТОРОЖДЕНИЙ

Генетические группы, типы л подтипы Источник рудного вещества Главная стадия формирования промышленного орудетения Фахталыше обстановки н геохимические барьеры Примеры рудных образований о 3 X Мехаяо-генные « Твердый сток с деиудировдяиых областей Седименшисиная Волновая деятельность з зоне перехода бассейн-континент, субаэральные бассейны с озерно-аллювиальяой седиментацией Россыпи золота, платины, устойчивых минералов, редких § и редкоземельных металле®, тктана

V X ы о « В" X *« г о ч а и о о X X Био-, хе-могекно-механо-генные а X к е О Морская вода- биохемогекные образования с последующим переыывоын сепарацией Седиыеятащгонн&я ■ Зона апвеллянга в сочетании с активными гидродинамическими зонами в литоральной и керитовой частях бассейнов Обломочные и зернистые фосфориты в терригенных формациях (типа мароовнеких), ванадкй-фосфориго ; )'рановыез>тгкродг«^ыхаммннсто-карбо»а1яо- 5 о и се X У 35 V аа и о >о о и Бвохеыо-геншеи хемоген-кые « м О Поверхностный и подземный жидкий сток с декодируемых областей Седимгнгационная и диагенети-чесхая (в том числе соле-накоппениа, себха н др.) а)Зоны застойной седиментации в сгубаэральных и субмаринных бассейнах К) Зона перехода континент - бассейн Лептохторитовые, карбонатные, окиоше руды жглеж. марганца, медистые сланцы в песчаники типа Маисфельд, 1 магнезиш, барит и друтие карбонатные породы, звшюряты, остаточные рассолы с Вт, ^ &Ь, У о Гидротермально-осадочные Биохеыо-генкыен хемогек-яые Эндогенный - подводные эксгаляции Седимгкгационтая и диагенетя-чесхая Зоны застойной седиментации в субаэральных и субмаринных бассейнах Колчеданные полиметаллические с серебром, шкяь-моанбденовые с золотом и платиноидами в углеродистых карбонатно-терригенных форма гток, редвометая*ьные флюорихо^ые и др. в опюасешях вуаваничеаях озер

Икфиль-трацнон-яые 6 Инфильтрация нисходящих вадозныхвод Эпигенетическая-разгрузка нисходящих вадозных вод на геохимических барьерах Восстановительные локальные барьеры Ванадий-медао-урашше в ктасноиветных терригекных формациях, у!шюжхаше угли и битумы л 1 Эксфидь-трацяон-яне | 111 1 Инфильтрация - Пластовых седиментаци- онныхводи рассолов я Й Разгрузка восходящих элизионных вод на геохимических барьерах Окислительные н восстановительные барьеры Медистые песчаники, часть берет

Р1 Смешанный эндогенно-экзогенный 1| Разгрузка восходящих седиментогенных вод с подпиткой эндогенными флюидами площадного, локального и очагового типа Часть редкометадьно-урановых месторождений типа несогласия, ртугао-сурьмяные джаспероизшые в карбонатных формациях, ртутные в терркгеяньгх формациях, часть флюорит -берит-свиндово-цинковых в карбонатных формациях, ртутяо-сурлвшые джаспероидные в карбонатных формациях

1 2 1 Экзогенный за счет мобилизации га рудоматерннских формаций Зональный плутоногениый метаморфизм, сменяющий эпигенез в артезианских системах -разгрузка восходящих отжимающихся мгтаморфогенно-элнзиошшх вод на геохимических барьерах Восстановительные барьеры и зоны температурных градиентов Золоторудные, золото-вольфрамовые, золото-сурьмяные месторождения в углеродистых терригенных к карбонатно-терригенных формациях (типа Сухого Лога, Карлин, Сарыяах) а) Син-дишенетическш е экзогемиым шггочшисои шш собственно осадочные. Этот тин включает месторождения, рудные концентрации которых образовались ыеханогсшым, биохемогенньм, хемогенным ели комбинированным, биохемогеныым и хемогенным.с последующим перемывом и сепарацией, путем.

Механогениые рудные концентрации представлены россыпямн золота, платины, минералов олова, вольфрама, тяган«, редких земель (монацита, циркона я др.).

Биохемогенные и хеыогеиные рудные концентрации могут возникать шасЬ стадию седиментогенеза, так и при диагенезе осадков. Обычно эти процессы тесно связаны и разделить нх практически невозможно.

К син-диагенетнческнм рудным накоплениям относятся лептохлоритовые, карбонатные и окисные руды железа в марганца, медистые сланцы и песчаники мансфельдского типа, залежи магнезитов, баритов, сульфатов, солей, остаточные рассолы с йодом, бромом, рубидием в др.

Некоторые седимеитогенные рудные скопления образуются комбинированным путем. На первых стадиях идет аккумуляция рудных элементов биохемогенным шш хемогенным способом а вале обогащенных полезными компонентами слоев осадков, конкрецвй, раковин я т.п. В дальнейшем эта скопления в результате волновой деятельности ила подводных и неземных течений в потоков перемываются, сепарируются с образованием уже механогеиных рудных скоплений. Такое происхождение принимается для обломочных н зернистых фосфоритов в терригенных формациях, миялий-фосфорао-ураиовых руд в углеродистых кремиисто-карбонагао-террагевных формациях. б) Син-диагеиетические с эндогенным источником иля гидротермально (вулканогенно-, эксгаляционно-)-осадочные. От первой группы месторождений данные объекты отличаются только там, что дяя них устанавливается шш предполагается поступление рудных компонентов в придонные водные слов осадочных бассейнов с продуктами подводных вулканических эксгаляцнй или разгрузкой глубинных гидротермальных систем. Аккумуляция рудных элементов происходила преимущественно в зонах застойной седиментации субмаринных или субаэральных бассейнов. К гидротермально (вулканогенно)-осадочным относятся колчедакио-полимегаллические с серебром, никель-молибденовые с золотом и платиноидами в углеродистых карбонятно-терригеииых и карбонаггно-кремнисто-терригенных формациях, редкометалльные, флюоритовые и другие залежи в отложениях вулканических озер. в) Эпигенетические или гидрогеиные с экзогенным источником металлов, Син-диагеиетические и эпигенетические страшформяые месторождения по происхождению тесно связаны между собой я обычно рассматриваются как одна группа экзогенных рудных месторождений.

Как источник рудных компонентов рассматриваются породы металломатериискнх формаций, т.е. таких формаций, которые слагаются отложениями, обогащенными в ходе седимеитогеиеза теми или иными рудными элементами, а также породы об/истей денудации. Эпигенетические или гидрогеяяые месторождения возникают в осадочных бассейнах на этапе их активного функционирования в качестве артезианских систем . При этом рудные скопления могут образовываться как в результате деятельности нисходящих в&аозяых вод яа восстановительных барьерах, так и в зонах разгрузки восходящих напорных пластовых вод на окислительно-восстановительных барьерах при наличии благоприятных структурно-лвтологнческих коллекторов. Рудные месторождения, образованные нисходящими вадозными водами, обычно называют ивфштырашюшшми, К ним относятся месторождения урана с молибденом, селеном, ванадием я др., выявленные в чехле мезозойско-кайиозойской Туринской плиты и др.

Собственно эпигенетические (ит эксфильтрамионные, по Б.А.Лебедеву, 1992), месторождения формируются восходящими напорными пластовыми водами артезианских бассейнов. Из наиболее приемлемых вариантов эпигенетической модели рудообразоваиия являете* миграция отжимающихся рудоносных седимеитогенных вод и рассолов, обы

Сульфкдообразование рассматриваете!! как одни из типов эпигенетически* изменений, а орудеиедые породы занимают определенное место среди других эпигенетически измененных пород. К осадочно-эпнгенетическнм относятся месторождения медистых песчаников джезказганского типа, сввнцово-цинковые месторождения типа Миссисипи - Миссури, металлоносных иефтей и др. г) Эпигенетические или падрогенные с эндогенным источником. В случаях питания палеоартезианских бассейнов металлоносными флюидами из эндогенных источников формирующиеся месторождения могут классифицироваться как гидротермально-эпигенетические. Механизм образования этих месторождений сходен с предыдущей группой. К этой группе месторождений могут быть отнесены рпгушо-сурьмяные джаспероидного типа в терригенно-карбонатиых формациях, ртутные в террнгенных толщах, часть редкомегалльно-урановых типе несогласия; часть флюорит-барит-свинцово-цинковых в карбонатных формациях и др. д) Мегаморфогенно-гидрогенные. Отнесение метаморфогешю-гядрогекиых месторождений к стратиформным в определенной степени условно. Типичными представителями их являются золоторудные, вольфрам-сурьмяно-золоторудные в золото-сурьмяные месторождения в зонально метаморфизованных углеродсо-держащих терригенных формациях сухоложского типа. Для этих месторождений устанавливается жесткая связь с первично обогащенными золотом, сурьмой я другими металлами тонкотерригенными осадочными формациями, подвергшимися глубокой эпигенетической« переходящей в термальную, метаморфическую проработку. При этом механизм образования мегаморфогенно-гидрогенных месторождений в основном сходен с формированием эпигенетических месторождений.

При трактовке генезиса многих месторождений рассматриваются комплексные модели с выделением нескольких стадий рудообразоваяия: седнмен-тационной, диагенетической в эпигенетической [23, 59}. Разработка геолого-Iдиетических моделей конкретных месторождений должна производиться индивидуально при превалирующей роли геологических данных с учетом геологической истории заключающих их продуктивных осадочных бассейнов.

ПРОГНОЗИРОВАНИЕ СТРЛТИФОРМНОГО ОРУДЕНЕНИЯ В

ОСАДОЧНЫХ БАССЕЙНАХ

Высокая практическая значимость стратиформиых месторождений обусловливает необходимость совершенствования критериев н методов их прогнозирования.

Крм герна прогнозирования стратнфврмны^ месгораадеиыа.

Оп тимальная система прогнозных критериев должна базироваться, прежде всего, на выявлении устойчивых связей в размещении стрвти формного оруденения в ОБ с их определенными вещественно-геодинамическими типами я особенностями состава н строения, т.е. внутренней структурой осадочных комплексов (геолинз). Ранжирование прогнозных критериев по степени значимости в масштабности проявления производится с учетом принимаемой геолого-генегической модели. Для прогнозных исследований любого масштаба в качестве главных критериев прогнозирование рассматриваются те, которые основываются на выявленных связях орудеяения с вещественными и структурными в широком смысле особенностями геолого-структурных обстаноеок локализации стратиформиого оруденения. Остальные рудоконтролирукмцне факторы и, соответственно, прогнозные критерии являются в той или иной степени производными от структурных и аещественных, а поэтому рассматриваются как вспомогательные [2,23,47,62, 71, 72, 89].

Под главными понимаются те критерии, при отсутствии одного из которых вероятность обнаружения месторождений минимальна. Вспомогательные критерии позволяют уточнять прогнозную оценку конкретных площадей и повышают вероятность выявления рудоносных структур, рудных полей и месторождений. При переходе от одного масштаба прогнозирования к другом» трансформируются, понятия структурно-вещественных критериев, изменяется набор вспомогательных критериев.

Региональные критерии. Региональные критерии прогнозирования включают в качестве главных геодинамическую обстановку формирования осадочных бассейнов и структурно-вещественные особенности осадочных комплексов. Вспомогательные критерии представлены типом региональной металлогенической специализации геоблоков, геохроиологическим (стратиграфическим), палеоклиматическим, гидрогеологическим.

Главные региональные критерии, по существу, отвечают основным классификационным признакам типизации РОБ (табл. 1). Вещественно-гйодинамический тип ОБ определяет его металлогеняческую специализацию; продуктивность и, в определенной степени, формацнониые и генетические типы стратнформного оруденеяия.

Индикатором потенциальной рудоиосносги ОБ является состав и строение соответствующих фонационных комплексов или геолинз (табл.3-5), наличие метапломатеринских и рудовмещающих формаций. Важным показателем потенциальной рудоиосносги бассейнов служит также наличие флюидогенерирующих, в первую очередь эвапоритовых и углеродсодержащих формаций, располагающихся ниже или на одном уровне с рудовмещаюшими формациями.

Установление принадлежности оцениваемой структуры к типу РОБ, несущих в других регионах промышленное стратиформкое орудеиение, - надежный показатель ее потенциальной рудоносности.

Геохропологический или региональный стратиграфический контроль связан с проявлением крупных глобальных эпох стратнформного рудообразования.

Пал ео климатический критерий имеет определенное значение для стратнформного оруденения, формирующегося преимущественно в субаэральных бассейнах и обнаруживающего связь с климатическими поясами.

Критерий региональной металлогенической специализации является выражением рудно-геохимической специфики конкретных блоков литосферы, на которых формируются ОБ. При этом наблюдается трансляция профилирующего для данного блока оруденения от древних структурных этажей к более молодым, с образованием различных геолого-генетических типов месторождений [81,86,97].

Гидрогеологический критерий определяет гидрохимические и гидродинамические особенности артезианских бассейнов, области питания и разгрузки и играет важную роль в локализации эпигенетического оруденения.

Среднемасштабные критерии. Средисмасштабиые рудоконтролнрующне факторы определяют пространственное положение рудоносных площадей (рудных районов иян суббасеейнов) со стратиформным оруденением в объеме РОБ. При средиемасштабном прогнозировании главными критериями служат формаци-онный н палеотектоническнй, вспомагательиыми - палеогеографический, стратиграфический, региональной металлогеннческой зональности, петрохимического состава, геохимический, метаморфический, околорудных изменений [47,62].

Формационный критерий характерен для всех тнпов рудоносных осадочных бассейнов н определяет специфику стратнформного оруденения.

Для сии-диагенетического оруденения палеотектояический контроль определяет пространственное положение в ОБ лвтолого-факнвльных зон, благоприятных для аккумуляции рудных компонентов в хода седиментогенеза.

Для эпигенетического оруденения палеотектоннческне структуры контролируют зоны разгрузки рудоносных рассолов в вод падеоартезианских систем и положение окислительно-восстановительных барьеров.

Палеогеографический критерий тесно связан с формацнонным в палео-гектонкческим критериями. Сущность палеогеографического критерия определяется связью стратиформного оруденения с определенными типами обстшовок осадконакоплення в бассейнах седиментядаи - марииными, субмаринными, субазральными, прибрежио-морскнми, лагуино-дельтовыми, застойных котловин я т.п.

Стратиграфический критерий проявляете* в большинстве типов РОБ я выражается в том, что рудоносные формации накапливаются на определенных стадиях их рмвитая.

С мши оирусносгью и ишшкошюненгаосшо сгрегаформяоео орудешашм етит фактор региональной металлогени ческой зональности, прежде вссги вертикальной. В тех или иных масштабах во всех типах рудоносных осадочных бассейнов фиксируется зональное размещение розных типов минерализации.

Петрохимический и геохимический критерии основываются на том, что порою рудоносных формаций отличаются своеобразным составом и геохимическими особенностями. Установлено, например, что породы некоторых медоносных формаций отличаются повышенной калвюостыо П?, 55], зологб-сурьмяная минерализация локализуется в породах с повышенными содержанием глинозема и т.п. Породы, слагающие рудоносные линзы, отличаются от безрудных аналогов большим геохимическим своеобразием. Это связано как с первичной сип-диагенетической спецификой их образования, твч и с наложением постседаментационвых рудообразуюших пронвссов. При этом происходит трансформация первичной осадочной геохимической структуры пород. Обычно это приводит к обособлению профилирующих для данного тала ОБ рудных элементов. Так, пестро цветные Породы, контролирующие медное оруденение, характеризуются четко обособленной ассоциацией - медь, свинец, цинк, серебро [4, 49], я породах, контролирующих эолото-сурьмяио^ оруденение, присутствуют сурьма, золото, мышьяк, медь, кобальт.

Метаморфический критерий разработан применительно к трансформированным ОБ с вольфрам-сурьмяно-золотьш оруденение. Он основывается на установленном факте преимущественной локализации такого оруденения в пределах низкотемпературных хлорит-серицит-карбоиатиой или серицят-хлоритоидной зон регионального зонального метаморфизма.

Подобным же образом в качестве прогнозного критерия могут использоваться ореолы околорудао-измевеиных пород, сопровождающих эпигенетическое стратяформиое оруденение [56,57). В меденосных красиоцветвых территтииых формациях наиболее показательны а этом отношении осветленные порода с вторичной эпигенетической серой и зеленовато-серой окраской (22]« В (гарбонатео-терригенных и карбонатных цинково-свиицовоиосяых формациях широко проявлены доломитизация и окремнеяие, ртутная минерализация в террнгенных породах сопровождается интенсивной аргиляизапией Основной ггрячкак уранового оруяенения - юны пластового окисления я т.д.

Рскомегшаоин по мегодике комплексной прогнозной оценки ОВ.

Комплексная оценка площадей развития осадочных и вулкаяогеняо осадочных толщ на етрвтиформное оруденение осуществляется путем сочетания прогнозных исследований с соответствующими геолого-сьемочными и поисковыми работами.

Мелкомасштабное ирвгиотяровяние, Мелкомасштабные прогнозные исследования осуществляются на крупных территориях, в строении которых участвуют осадочные бассейны.

Цель мелкомасштабного прогнозирования - выделение потенциально РОВ, определение возможности выявления в них стрвтиформных месторождений и их метаялогеннческого потенциала.

Исходные материалы анализируются с основной задачей - установить геодинамическую обстановку формирования изучаемого ОБ, состав и строение слагающего их осадочного или вулканогенио-осадочного комплекса, т.е определить вещественно-геодинамический тип ОБ.

На завершающей стадия мелкомасштабных прогноэно-металлогенкческих исследований определяется металлогешгческий потенциал выделенных РОБ методом аналогвр с однотипными РОБ с установленной промышленной рудоиосиостью. При этом учитывается полнота й достоверность как главных, так и вспомогательных критериев прогнозировали*, параметры оцениваемого бассейна, степень трансформация и фрагментации, характер наложенных процессов, степень эроднроваяности и т.п.

Результаты мелкомасштабных прогнозных исследований должны обеспечивать научное обоснование выбора плотаалей для постановки срелиемяс-штабных поисково-съемочных работ. евшими«» ■ абй»с ирипкмироьаньв. Обьскзим среднемасшгабнш иропшзных исследоыший служат отдельные 06, которые в результате проведения мелкомасштабных прогнозных исследований были определены как потенциально рудоносные.

Целью среднеиасштабного прогнозирования аалмегся выделение потенциальных рудных районов шш их частей а пределах РОБ.

Для этого необходимо установить наличие главных прогнозных критериев на конкретном участке оцениваемого РОБ - п&веотектоннчесхого и формационного, а также характер проявления и распределения по площади вспомогательных критериев. Задача прогнозирования рудных районов «а страти формным орудененнем в РОБ сводится по существу к расшифровке внутренней структуры ОБ, выделению основных, осложняющих его конседимектациоиных структур - пвлеоденресснй, паяеоаодшпий и переходных здн между ними - я к выявлению основных неодиородностей строения и состава потенциально рудоносных формаций.

8 зонах развития недеформнровашшх или слабодеформярованных осадочных комплексов значительную помощь при расшифровке их внутренней структуры оказывают геофизические методы. Этими методам» выясняется характер блокового строения фундамента бассейнов седиментации, устанавливаются крупные долгоживущме зоны дислокаций глубокого заложения.

Конседиментацнонные структуры подчеркиваются локальными фациалышмв обстановками. Их выделение и реконструкция требуют, наряду с анализом мощностей, крупномасштабного фацшшьного картирования с построением совмещенных карт фаций н изопахит,

Страти графо-формацнонные и литологяческие неоднородности выявляются методами литологхьформационного, литолого-фациального и ришостратиграфи-ческою анализа.

В ¡результате детального изучения рудоносных осадочных комплексов среди основных типов разрезов выделяются тела, сложенные благоприятными для локализации стратиформного оруденения парагенералшми, формациями им частями комплексов.

Как при оконтуривании, так и при прогнозной оценке рудных районов, значительную роль играют факторы и критерии, приближающиеся к поисковым признакам или адекватные им: а) послойные гидротермальные метасоматнты -лсжаеперонды, доломитолиты, оглеенные, окварцованные, кальцитвчироваяные. сульфйдизированиые породы и т.п.; б) послойное обогащение рудоносных комплексов рассеянной вкрапленностью минералов-индикаторов оруденения • флюорита, барита, сульфидов (пирита, пирротина, арсенопирита и др.); в) послойные штохимнческие аномалии руяогениых компонентов, связанные со сггратшрафо-формационными уровнями ( в первую очередь) или располагающийся в остальных частях разреза рудоносного комплекса.

Полученные данные в совокупности с результатами тяихового и металлометрического опробования и локальными геофизическими ( электро-, гравк- и магнитными ) аномалиями суммируются яа карте "Закономерностей", позволяя в целом обоснованно оконтурить потенциальный руднмй район и опекить его перспективы.

Заключительной стадией среднемасштабиото прогнозирования является примерная количественная оценка прогнозных ресурсов потенциальных рудных районов, выражающаяся в ответ« на основной вопрос - какое количество стратиформиых месторождений прогнозируемого формациоииого я геолого-ирпммт ленного типа может быть найдено в выделенном районе.

ЗАКЛЮЧЕНИЕ Всестороннее изучение металлогении осадочных бассейнов - одного из основных типов структур земной коры - представляет собой важную область современного прогнозно-металлоМрсческого анализа, результаты которого имеют существенные последствия как в теоретическом, так и в прикладном аспектах. Геодинамический подход при этом открывает новые возможности для типизации рудоносных осадочных бассейнов - стратифицированных структурно-металлогашческях а металлогенических зов, индивидуализации обсгановок локализации рудных районов и месторождений.

2. Каждая группа reo динамических обстановок характеризуется специфическим проявленном эндо- и экзогенных процессов в доминированием тех шга иных палеогеографических условий, что реализуется в определенной металлогенической специализации в степени продуктивности РОБ, а также в генетических типах заключенных в них стратиформных месторождений. Во внутриплатных рнфтогенных ОБ, выполненных субаэральньши эвапорит-терригеннымн комплексами, локализуются эпигенетические, в том числе типа несогласий, месторождения урана в меди с золотом, серебром, кобальтом, реиием. В раннедокембрийских ОБ они совмещаются с мехаиогенныма рудами золота, урана, железа. Образующиеся в последующем надрифтовые депрессии вмещают крупные скопления углеводородов, нередко солей и железных руд. Характер рудных ассоциаций указывает иа существенную роль мантии как источнике рудных элементов.

В ОБ пассивных континентальных окраин могут заключаться почти все генетические типы месторождений широкого спектра рудных элементов ( Pb, Zn, Ag, Hg, Sb, Cd, Ge, Fe, Ми, U, Au, W, Vo, Ni, P в др. ), что может указывать на смешанный нсшчник при существенной коровой составляющей.

Коллизионные ОБ несут эпигенетическое оруденение урана, меди, марганце, железа, вероятно, имеющих коревую природу, а также солей, углей к углеводородов.

Бассейны субдукционных областей отличаются слабой стратнформиой рудоносностью.

В складчато-надаиговых поясах РОБ претерпевают трансформацию и фрагментацию, что приводит к регенерации, перерождению или деструкция доскладчатого оруденения.

3. Стадийность развитая геотектонического цикла эволюции литосферы приводит к захономерной смене во времени соответствующих типов РОБ, что позволяет наметить их временные эволюционные и латеральные ряды я объяснить латеральную я вертикальную мета/шогеническую зональность на крупник ковтикеятальяых плитах.

4. ОБ представляют особый тип руяообраэуютях систем, в которых могут генерироваться снн- диагеиетическне, эпигенетические (гидрогеииые) и метшорфогеяиые месторождения за счет рудного вешества, поступающего как из экзогенных, так и эндогенных источников.

5. Система прогнозных критериев, основывающаяся на структурно» вещественных неоднородности* ОБ, позволяет более целенаправленно прогнозировать и выявлять комплекс стратиформиых рудных к нерудных месторождений, возникновение которых обусловлено сложным сочетанием зкзо- я телогениых процессов.

СПИСОК ОСНОВНЫХ ПУБЛИКАЦИЙ АВТОРА ПО ТЕМПЕ ДИССЕРТАЦИИ

Монография, брошюры, геологические и мегаллогетлескяе карты я обьиснительные записки

1. Лвтогеодинамика и мннерггепня осадочных бассейнов. Изд-во ВСЕГЕИ, СПб., 1988.475 с. (соавторы С.И.Ромаяовский, Е.А.Басков, Г.А.Белевипкая и др.).

2. Металлогения осадочных бассейнов. Изд-во ВСЕГЕИ, СПб. 1997. 75 с. (соавторы А.К.Иогаисон, А.Г.Неклюдов).

3. Медистые отложения Олекмо-Витимской горной страны. Л., Недра, 1966, 388 е. (соавтору Ю.В.Богданов, Г.Г.Кочин, Э.Н.Кутарев, Л.Н.Перадеева. Л.В.Травии, Н.П.Три фонов).

4. Стратифицированные месторождения меди СССР. Л.Недра, 1973. 312с. (соавторы Ю.В.Богдаяов, ЕЛ.Бурьянова, Э.И.Кутырев, Н.П.Трифонов).

5.Состояние и научно-техИическне достижения в области металлогении осадочных бассейнов. М., МПГ Теоинформмарк", 1993. 25 с. (соавторы В.М.Терентьев, С.М.Кореневский, А.С.Тараканов).

6. Меташюгекическая карг» региона Байкшю-Амурской магистрали. М-б 1:1500 ООО, Л,, 1981 (соавторы Ю.В.Богдаиов, Е.Б Бельтенев, В.М Гсреитьса).

7. Карта полезных ископаемых региона БАМ м-ба 1:1500 ООО, Л., 1981 (соавторы Ю.В.Богданов, Е.ББельтенев, Б.КЛюбимов, В.М.Тереатьев).

8 Металлогеиическая карта региона БАМ М-б 1:1500 000. Объяснительная записка. Л., 1981.140 с. (соавторы Е.Б.Бельтеиев и др.).

9. Металлогевическая карта Кодаро-Удокаиского прогиба и его обрамление М-б 1:200 000. Л., 1989 (соавторы Ю.В.Богдаяов, В.С.Чвчеткии). у

10. Металлоген нческяя карта Кодвро-Удокажжого прогиба и его обрамления. М-б 1:200 000. Объяснительная записка. Л., 1989.48 с. (соавторы Ю.В.Богданов, В.С.Чечетккн).

П. Геология я полезные ископаемые Афганистана Кн.1, М., Недра, 1980 535 с. (соавторы В.И.Дрояов и др.).

12. Геологическая карта Афганистана. М-б 1:1 000 МО. Кабул, 1972 (соавторы В,И.Дронов и др.).

13. Схема магматических комплексов Афганистана. М-б 1:1 000 000. Кабул, 1972 (соавторы К.Ф.Стажило-Алексеев и др.).

14. Карта полезных ископаемых Афганистана. М-б 1:1 000 000. Кабул, 1972 (соааггоры К.Ф.Стаасняо-Алексеев в др.).

15. Карта струиурио-ме-тялогеиических зон СССР. М-€ 1:10 000 000. Л„ 1980 (соавторы Д.В.Рувдквист, К.А.Мврков, В.А.Трофимов и

Статьи и доклады.

16. Геология, закономерности размещения и условия образования медистых песчаников северо-востока Олекмо-Витимской горной страны. - Сов.геологая, № 41,1965, с 3-18 (соавторы Ю.В.Богданов, Г.Г.Кочин, Э.И.Кугырев, Л.В.Травнн).

17. Условия формирования и особенности вещественного состава отложений удоканского комплекса. - В кн.: Вопросы геологии Прибайкалья и Забайкалья, выл. 1 (3), Чита, 1966, с.27-30,

18. Geology formation conditions and dmtribution of cupriferous sandstone» ш northeastern OWcroo-Vitim mountain province. int.Geoi. Rev., v. 8, № 11, 1966, p. 7779 (соавторы j.V.Bogdaaov, G.G.Kotchin, S.J.Kutirev, L.Y.Travin).

19. Пирит с необычным изотопньш составом. - Геохимия, 1969, Ш 9, 6,1144-1145 (соавторы М.Н.Голубчииа, Ю.В.Богдаиов, А.ЛТоксубаев).

20. О некоторых особенностях локализации стратифицированных месторождений меди. - Геол. руда, м-ний, 1970, № б, с.80-91 (соавтор Г.Г.Кочин),

21.0 некоторых особенностях изотопного состава серы сульфидов железа в палеозойских отложениях Джезказгана. - Геохимия, 1971, № 11, с.1376-1378 (соавторы Ю.В.Богданов, М.Н.Голубчииа, А.И.Токсубаев).

22.0 природе серой окраски пород Джезказганского месторождения меди. Литология и полезн. ископ., 1971, № 3, с,119-125, (соавтор Л.Е.Крамареяко).

23.0 структурном контроле локализации стратифицированных месторождений меда. - В кн. : Основы научного прогноза месторождений рудных и нерудных полезных ископаемых, Л., 197!, с. 29S-296.

24. Перспектив^ меденосностя Теигю-Сарысуйской структурио-формациониой зоны (Центральный Казахстан). » Сов. геология, 1971, Hi 3, s.90-103 (соавтор Ю.В,Богданов).

25.0собенности первичной зональности орудеиеииа в стратифицированных месторождениях меди Джезказганской сиикяиналн, - В «п.: Условия образования я закономерности размещения полезный ископ., Л., 1971, с.324-332 (соавтор Ю.В.Богданов).

26. Глинистые минералы в рудоносных отложениях верхнего палеозоя Джезказганского района. - Записки ВМО. Серия 2,100, 1971, с. 748-753.

27. О структурном контроле в оценке перспектив осадочного чехла Русской платформы на медное орудеиеиие, - В кн.: Стратнформные месторождения цветных металлов. Записки Заб.фипиал» Геогр об-в« СССР, вын 11, Чита, ¡47!, с 31-33 (соавтор Г.Г.Кочин).

28. Основы прогноза стратифицированных месторождений меди,- Тр, ВСЕГЕИ, нов.серня, Т.176, Л., 1972, с.)34-150 (соавторы Ю.В,Богданову Э.И.Кушрев).

29. Нсрсоекти&ы чехла Русской платформы т етрагафнциройшшые месторождения медных ы еввнцоьо-цинковых руд. • Тр.ЁСЕГЕИ, ноа.серяя, т. 18?, Ж, 1972, с. 134-150 (соавторы Ю.В.Богдаио», Г.Г.Кочин).

30. Генезис месторождений типа медистых песчаников. • Научтруды Ташк. ун-та, выл. 432, Ташкент, 1972. Тр. Проблемной яаб. осадочных формаций и осадочных руд, вып. 13, с. 200-202.

31. Copper potencia! of Tengu-Satyw sfcrakturei-fonaational zone, Central Kazakhstan. Int. Geo!. Rev., v. 14, № 3,1972, p.254-266 (соавтор J.V.Eogdanov). '

32. Certain distinetiona in localisation of stratified deposits of coppen. liti.Geol Rev,, y.14, № 10,1972, р.1138-1М6 (соавтор O.Q.Kottlun).

33. Архейские образования Северо-Восточного Афганистана. • ДАН СССР, 1975, т.225,16 2, с.396-399 (соавтор Ш.Ш.Дешисиев).

34. Схема тектонического районирования Восточного Афганистана. • Дохл 1'адж.ССР, 1975, т. ХУ111,)*9, с. 42-46 (соавторы Ш.Ш-Дешоеаев, И.В.Пыжышов, Л.М.Россовский).

35. Интрузивные а уяьтраматагенные обраэовшшя Северо-Восточного Афганистана. - ДАН СССР, 197«, т. 226, Mi I, с. 176-179 (соавтор Ш.Ш.Даникьев).

36. Геохимические критерии выделение образований типа железных шляп среди месторождений бурых железняков Башкирского поднятая. • 0 кн.; Геохимические поиски месторождений цветных металлов, Красноярск, ¡977, с. 1517 (соавтор Ю.С.Ляхницкий).

37. Роль эпигенетических (наложенных) процессов в формировании стрятиформного медного а свнвцово-щшсового орудененне. • В т.; Стратифорыиые месторождения даетиых металлов и золота Сибири и Дальнего Востока, Чита, 1977, с. 28-29.

38. Литолого-фациальное изучение докембрийскнх отложений Башкирского поднятия для опенки иа стратиформное свинцово-цинковое орудененне, - В кн.; Итоги НИР ВСЕГЕИ, Л.,1978, с. 45-46 (соавтор Ю.С.Ляхницкий).

39. Некоторые вопросы геологии и металлогении Кодаро-Удокаиской зовы. - В кн.: Геология, геофизика и полезные ископаемые территории БАМ, вып. 2, Л., 1978, с. 78-87 (соавторы КХВ.Богданов, В,Т»Свириденко).

40. К прогнозной опенке Кодаро-Удоканского района на полезны« ископаемые. - В кн.: Геология, геофизика в полезные ископаемые территории БАМ, вып.2, Л., 1978, C.Í27-Í3S (соавторы Ю.В.Богданов, .В.Т.Свиркденко, В.М.Терентьев).

41. SfrataboumJ deposits of copper and lead-zink ores in the South of the Sibirien platform. » В кн.: Int assoc. on the genesis of ore deposits, Snowbird, 1978, p.56 (соавтор J.V.Bogdanov).

42. Изотопный состав рудных свинцов полиметаллических месторождений западного склона Южного Урала. - ДАН СССР, 1978, т.238, 5, с. 1214-1217 (соавторы С.Л.Миркина, Ю.Р.Беккер, Ю.С.Ляхиицкий).

43. Тектоника Южного Бздахшаяа (Северо-Восточный Афганистан). • Изв. АН ТаджССР, 1979, Л» 1, с.52-57 (соавтор Ш.1И.Деишсаев).

44. Эпигенетические (околорудные) изменения рудовмещающах пород на стратиформных месторождениях меди, свинца и цинка. - В кн.; Рудоконтрояа-рующие факторы образования месторождений редких н цветных металлов а осадочных толщах, М., 1979, с.68-69.

45. Медистые песчаники в восточной части Удоюшского Хребта. - ДАН СССР, 1979, т. 245, № 5, с. J181-1184, (соавтор Ю.В.Богданоа).

46. Закоаогйерносп? размещения етратиформиья месторождений медных и сашшово-цвиковых руд зоны БАМ и их прогнозная оценка. - В кн.: Процессы осадочного и вулканогекйо-осадочного накопления цветных металлов, Новосибирск, Наука, 1980, с. 34-40 (соавтор Ю.В.Богдаиов).

47. Структурный и литологический контроль оруденеиш в красноцветиых формациях. - ХХУ1 сессия МГК, Докл.сов.геологов, М., Недра, !980, с.67-74 (соавтор Ю.В.Богданов).

48. Формацнонные тины стратиформных месторождений меди в осадочных толщах и их геохимические особенности, - В кн.: Мат-лы 1 Вкесоюз, Геохимич. совещания, М, 1980, с, 307-309 (соавтор Ю.В.Богданов).

49. Формацнонные типы месторождений медистых песчаников Северного Забайкалья, - В кн.; Геология месторождений полезных ископаемых докембрия, II, Наука, 1981, с, 147-155 (соавтор Ю.В.Богданов),

50. Прогнозная оценке перспектив Удокаиекого района на комплекс твердых полезных ископаемых, - В кн.: Геологи* и минерально-сырьевые ресурсы зоны БАМ, Новосибирск, 1981, с. 52-60 (соавторы Ю.В.Богданов н др.).

51. Особенности локализации стратиформных месторождений меди, синца и цинка в миогеосишишнальных кербонатно-террнгешшх комплексах. - В кн.: Сгратиформные месторождения цветных, редких в благородных металлов и других полезных ископаемых (гез.докл.), Фрунзе, 1981, с. 255-257.

52. Свинец н цинк Северного Забайкалья. - В кв.: Геология рудных полезных ископаемых Забайкалья в смежных территорий, Читв, 1981, с. 26-27.

53. Генетическая модель месторождений медистых песчаников Удокаиекого рудного района. - ДАН СССР, 1982, т. 263, № 4, с. 940-952 (соавтор Ю.В.Богданов).

54. Металлогения Западной Кубы. - Геология рудн.м-внй, 1982, Т.ХХ1У, Лг 4, с. 69-80 (соавторы И.А.Аниятов, А.Норман).

55. Петрохимические и геохимические особенности удокаиекого комплекса (Северное Забайкалье). - Литология и полезные ископаемые, 1982, JNs 5, с. 117-124 (соавторы Ю.В.Богданов, О.П.Аполыжий).

56. Околорудные изменения на месторождениях медистых песчаников, - В кн.: Метасоматизм и рудообразование (тез. докл. V Всесоюз.конф.), Л., 1982, с. 6263.

57. ■ Околорудные изменения на Кужянском свинцово-шшковом месторождении. - В кн.: Метасоматизм н рудообразование (тез. докл-V Всесоюз. конф.), Д., 1982, с.58-59. 4

58. Problems of Genesis of Copper Sandstones of Centra! Europe. - In: Ore genesis - The Staie of the Ar«, Springer-Verlag, Berlin, 1982, p. 10-1$ (соавтор I.V.Bogdanov).

59. Проблемы генезиса я прогноза крупных месторождений медистых песчаников. - В кн.: Происхождение стратиформных месторождений цветных, редккх и благородных металлов, Фрунзе, 1983, с. 36-47 (соавтор Ю.В.Богданов).

60. Формаиионная структура и типы стратиформного медного оруденения удокаиекого комплекса (Северное Забайкалье). - В кн.: Происхождение стратиформных месторождений цветных, редких и благородных металлов, Фрунзе, 1983, с. 119-¡26 (соавторы ОП.Апольский, Ю.ВБогдаяов). б]. Стратифицированные геологические формации н kx рудоносиость. -Сов.геология, 1983, № 9, с.125-127 (соавторы Ю.В.Богданов, Т.Я.Вевилова, В.И Драгунов).

62. Критерии прогнозирования страпгя формных месторождений меди в осадочных комплексах. - В кн.: Закономерности размещения и прогнозирования стратиформных месторождений цветных металлов, Алма-Ата, 1983, с. 33-39.

63. MetaUogeny of western Ruba. Int. Geol. Revju, 1983, № 3, p. 309-318 (соавторы J.Anijatov, A-Nomian).

64.Метаплогеннческое районирование докембрнйских структур района БАМ. - В кв.: Металлогения раннего докембрия СССР, Л., 1984, с. (70-179 (соавторы Ю.ВБогдаяов, В.М.Тереитьев).

65. Медь. - В кв.: Геологическое строение СССР в закономерности размещения полезных ископаемых. Т. 1, Русская платформа, Л., Недра, 1985, с. 249-253 (соавтор Г.Г.Кочин).

66. Комплексный ыеташюгеничвскнй анализ и задач* геологосъемочных научно-исследовательских работ с целью расширения мшгераяыго-сырьевоб базы региона БАМ. - В кв.: Рудная база Сибири, Новосибврсг, 1985, с. 191-197 (соавторы Л.И.Красный, Ю.В.Богданов, АС. Вольский, Б.КЛюбйиов).

67. Некоторые вопросы генезиса стрвгаф^мацнойвых месторождений меди, свинца и цивка в осадочных комплексах. - В кв.: Генезис редкометальных и свинцово-цинковых стратиформных месторождений, Нгука, Ш':, 1986, с. 73-78.

68. Evolution of ore - bearing structures in the southern part of Sibirian platform and some general problems of the Precambrian metal logeny. - to: bit Conference on the MetaUogeny of the Precambrian (IGCP Project 91), Geological Surey (UWG), Prague, 19Щ p. 117-124 (соавторы T.V.Bilibina, J.V.Bogdanov, V.M.Tereotjev).

69. Меденосность докембрШских отложений Угуйской зоны. - Геология рудных м-ний, 1986, №1,0,65-72.

70. Нелинейна металотшя. - Списание на Болгарского геологическо дружество, година XLVIII, кн.2,1987, с. 127-128 (соавтор Р.Димитров).

71. Принципы и методика среднемаспггабных прогиозно-металлогенических исследований в регионе БАМ. - В кн.: Металлогения и прогнозная оценка региона БАМ, Л., 1987, с. 5-12 (соавторы Ю.В.Богденов, Г.М.Утехин, В.В.Старченко).

72. Прогнозная оценка восточного сектора региона БАМ на стратиформное медное и свишгово-цинковое орудеиение. - В кн.: Металлогения и прогнозная оценка региона БАМ, Л., 1987, с. 76-84.

73. Металлогения территории БАМ. - В кн.: Закономерности размещения полезных ископаемых (металлогения Сибири), Т. ХУ, М., Наука, 1988, с. 189-197 (соавторы Л.И.Красный, Ю.В.Богданов, В.В.Старченко) 74. Особенности распределения изотопов серы сульфидов в меденосных горизонтах Угуйской зоны (Южная Якутия). - ДАН СССР, т. 305, № 2, 1989, с. 429-434 (соавтор Г.М.Ефремов).

75. Металлогения структурно-формационных комплексов Болгарии. -Геология руда, м-ннй, т. XXXI, № 2, 1989, с. 3-14 (соавторы Н.Обретенов, Хр.Стойков).

76. Металлотенно районирование на Западная Балкан. - В кн.: Минер. -суровин. база на Бьлгаркя - постижения и задачи. Техника, София, 1989, с. 90-93 (соавторы Н.Обретенов, М.Стойкова).

77. Палеотекгоннческие и палеогеографические условия формирования медного и свинцово- цинкового орудеяення в красноцветных осадочных толщах. -В кн.: Рудоносность осадочных комплексов (Докл. сов.геологов на ХУ111 сессии МПС-89), Л., 1989, с. 167-176 (соавтор Ю.В.Богданов).

78. Свинцов&рюсовые месторождения Болгария. - Сов. геология, 1990, № 8, с. 121-122 (соавтор А.Д.Щеглов).

79. Геодинамическая типизация рудоносных осадочных бассейнов.- В кн.: Проблемы стратиформяых месторождений (тез. докл.), Чита, 1990, с. 12-14 (соавтор В.И.Бергер).

80. Металлогения докембрийских эпикратонных прогибов. - В кн.: Эволюция докембрийской литосферы (тез. докл.), Л., 1991, с. 181-182.

81. Металлогения Чаро-Олекминского крагона. - В кн.: Металлогения в поиски полезных ископаемых (Матер,регион, конф.памяти академика С.С.Смнрнова), Чита, 1991, с. 37-39.

82. Распределение изотопов серы сульфидов в меденосных горизонтах Угуйской зоны (Южная Якутия). - В кн.: Геохимические исследования для решения задач региональной геологии. Л., 1991, с. 49- 55 (соавтор Г.М.Ефремов).

83. Типизация зон и районов развития рудоносных осадочных формаций территории СССР и рекомендации по их комплексной оценке на традиционные и новые виды полезных ископаемых. - В кн.: Итоги НИР ВСЕГЕИ за 1991 г., СПб, 1992, с. 15-16 (соавторы В.И.Бергер и др.).

84.0 Витимо-Олекминском поясе эпикратонных меденосных прогибов. -Геология и геофизика, 1992, № 4, с. 9-17.

§5. Особенности генезиса стратиформного оруденевия в основных геодинамических типах осадочных бассейнов. - В кн.: Вулканогенко-осадочное рудообразование (тез.докл. конф ), СПб, 1992, с. 26-28.

86. Геодинамика и мннерагения осадочных бассейнов. • Региональная геология и минерагения, 1993, № !, с. 63-76 (соавторы С.И.Романовский, А.С.Тараканов, А .Д.Щеглов).

87. Основные подходы к решению проблемы геодинамики и мииерагенин осадочных бассейнов. - Отеч. геология, 1993, № 6, с. 51-59 (соавторы А.Д.Щеглов, С.И.Романовский, А.С.Тараканов).

88. Типы обстановок локализации рудных районов в рудоносных осадочных бассейнах. - Отеч. Геология, 1993, № 7, с. 15-22 (соавтор А.К.Иогаясон).

89. Прогнозная оценка территории Болгарии на стратиформное медное и свинцово-цинковое оруденение. - Рудообразувателны пронеси и минерални находища, 34, София, 1993, с. 32-39.

90. Металлогения осадочных бассейнов складчато-надвиговых поясов. - В кн.: Металлогения складчатых систем с позиций тектоники плит (тез. ! Всероссийского металяогенического совещания), Екатеринбург, 1994, с. 77-78

VI. Мсюдичссм1с осыоиы iл>оииишо геологического картографировании осадочных бассейнов, - В кн.; Итоги НИР ВСЕГЕИ за 1994г., СПб, 1995, е. 9-11 (соавторы С.И, Романове кий, Ь.А.Басков и др.).

92. Основные направления исследований в области глубинного геологического картографирования и поисков месторождений полезных ископаемых осадочных бассейнов (научные основы федеральной программы). -Разведка а охрана недр,!996, № 11, с. 5-9 (соавторы Н.В.Мялетенко, С.И.Романовский, В.МЛерентьев, А.Д.Щеглов). '

93. Геодинамические обстановки и палеогеографические условия формирования рудоносных осадочных бассейнов. - В сб.: Палеогеографические в геодинамические условия образования вулкаНогенно-осадочных месторождений, (тез .докл. между нар.конф.), Мнасс, 1997, с. 40 -42.

94. Прогнозно-минерагеннческнй анализ осадочных бассейнов. -Ежегодник ВСЕГЕИ, СПб, 1997 с. 18-19 (соавторы А.К.Иопшсон в др.).

95. Металлогения осадочных бассенов докембрия. - В.кн.; Осадочные формации докембрия и их рудоиосность (тезисы докладов), СПб, ИГГД РАН, 1998, с.69.

СОДЕРЖАНИЕ

ВВЕДЕНИЕ,.,. .

НАУЧНЫЕ ОСНОВЫ МЕТ АЛЛОГЕНИЧЕСКОГО АНАЛИЗА

ОСАДОЧНЫХ БАССЕЙНОВ.10

Принципы металлогеничеекого анализа и типизация рудоносных осадочных бассейнов.10

Типы обстаяовок локализации рудных районов в рудоносных осадочных бассейнах.16

РУДОНОСНОСТЬ ОСНОВНЫХ ТИПОВ ОСАДОЧНЫХ БАССЕЙНОВ.19

Внутриплитные бассейны.19

Рифтогенные бассейны.19

Бассейны надрифтовых депрессий.31

Бассейны пассивных континентальных окраин.32

Бассейны субдукционных поясов.41

Бассейны коллизионных областей.42

Бассейны форлаида.43

Бассейны межгорных впадин.46

Эволюция стратнформного рудообразоваяия и некоторые общие закономерности размещения рудоносных осадочных бассейнов.48

ОСНОВЫ ПОСТРОЕНИЯ ГЕОЛОГО-ГЕНЕТИЧЕСКИХ МОДЕЛЕЙ

СТРАТИФОРМНЫХ МЕСТОРОЖДЕНИЙ.;.'.51

ПРОГНОЗИРОВАНИЕ СТРАТНФОРМНОГО ОРУДЕНЕНИЯ В

ОСАДОЧНЫХ БАССЕЙНАХ. . .56

Критерии прогнозирования страггиформиых месторождений.56

Рекомендации по методике комплексной прогнозной оценки осадочных бассейнов.60

ЗАКЛЮЧЕНИЕ.;.62

СПИСОК ОСНОВНЫХ ПУБЛИКАЦИЙ АВТОРА ПО ТЕМЕ ДИССЕРТАЦИИ. .64