УДК 551. 242.11+553.411

Показано, что месторождения приурочены к внутренней границе на севере Амурского геоблока и к внешним ограничениям геоблока на востоке. Возраст магматизма и минерализации последовательно омолаживается с запада на восток. По вещественному составу рудная минерализация месторождений оказывается сходной, при этом на востоке оруденение не имеет промышленного значения. Состав малых интрузий в одних рудных полях может быть схож, а в других – обнаруживать специфические черты.

На основе геодинамического обобщения закона соответствия и геогенетического закона оценены скорости деформирования структурных сегментов границы Амурского геоблока и локальных тектоно-магматических систем с золотой минерализацией. Для сравнения рассчитаны скорости деформирования систем с типично магматическим оруденением. Показано, что скорости деформирования крупных и, в их пределах, локальных структур могут быть различны. Скорость деформирования не остается постоянной и с глубиной, что обуславливает различия в относительной дифференцированности состава магматитов (L) и энергетических характеристик (А*) генетически связанного оруденения. С магматитами с одинаковым значением L может быть связано оруденение с одинаковым значением А*. В целом рудные формации отражают геодинамические параметры режима или обстановки развития тектоносферы в участках их проявления.

It is shown that the deposits are confined to the inner boundary of the Amursky geoblock in the north and to its outer limitations in the east. Magmatism and mineralization become successively younger from west to east. The matter composition show that ore mineralization of the deposits is similar. In the east, mineralization has no industrial importance. The composition of small intrusions could be similar in some ore fields and show specific features in others.

Geodynamic generalization of the law of conformity and geogenetic law allowed estimating the deformation rate of the structural segments of the Amursky geoblock boundary and local tectono-magmatic systems with gold mineralization. The deformation rates of the systems with typical magmatic mineralization have been calculated for comparison. It is shown that the deformation rates of large structures and local ones within them could be different. The deformation rate is not constant with depth that causes variations in relative differentiation of magmatite composition (L) and energetic characteristics (A*) of genetically related mineralization. Magmatism with the same L could be related to mineralization with the same A*. As a whole, ore formations reflect geodynamic regime parameters of the tectonosphere development in the areas of their manifestation.

Хорошо известно, что в определенных геодинамических обстановках или режимах развития тектоносферы, формируются характерные тектонические структуры, которым соответствуют вполне определенные магматические, метаморфические, осадочные и рудные формации. Эта, эмпирически выделенная, особенность развития геологического пространства сформулирована в виде “закона соответствия” (Щеглов, 1987). Данный закон отражает качественное содержание процесса, фиксируя его в статике, и, в силу этого, не вскрывает в явном виде причин порождающих геодинамическое единство тектонических и вещественных образований.

Из формулировки геогенетического закона (Рундквист, 1971) – развитие индивида есть краткое повторение развития вида – следует, что геологическое пространство может развиваться относительно автономно на различных уровнях организации, т.е. развиваться “вложено” (подобно). Но здесь также не содержится в явном виде указаний на причины такого развития, подразумеваются, но не раскрываются отношения между элементами системы.

В работах (Тишкин, 1996; 1997) для тектоно-магматических систем были показаны функциональные зависимости между пространственными размерами тектонических структур, скоростями их деформирования, относительной дифференцированностью состава магматических тел, составом магматогенного оруденения. Для уровня тектоно-магматических систем было предложено геодинамическое обобщение закона соответствия и геогенетического закона: тектоно-магматические системы являются геодинамически подобными, если имеют одинаковую скорость распространения геодинамического поля (скорость деформирования) и подобные площади с коэффициентом подобия р=10ⁿ; геодинамически подобным тектоническим структурам принадлежат магматические образования с одинаковой относительной дифференцированностью состава и генетически связанное с ними оруденение с соответствующими энергетическими параметрами.

Понятие “тектоно-магматическая система” трактуется как состояние логически ограниченного геологического пространства, проявленное в синхронно образованных формах магматических тел и тектонических структур, относящихся к одному структурному уровню.

Граница (область раздела) тел рассматривается как область пространства одновременно принадлежащая движущимся смежным объектам и характеризующаяся взаимодействием (суперпозицией) элементарных ячеек рассматриваемых тел.

Геодинамическое поле понимается как все геодинамическое пространство или логически ограниченная его часть, характеризующаяся в момент времени совокупностью силовых (энергетических) полей, образующих ее элементарных ячеек всех уровней организации.

Из приведенных определений следует, что отношения между объектами заключаются в их относительном движении, силовом (энергетическом) взаимодействии, а свойства объектов – пространственно-временные и вещественные характеристики – выводятся из этих отношений.

В работах (Щеглов,1987; 1990) доказывается, что определенные месторождения и их сообщества всегда образуются в условиях конкретного тектонического режима, характерного только данной группе, т.е. являются индикаторами режимов и структур в конкретных геодинамических обстановках. При этом, под режимом подразумевается “в общем случае условия развития конкретного участка тектоносферы, в том числе и его глубинных частей” (Щеглов, 1990, С.6). Другими словами, в рассматриваемом контексте, на различных глубинах тектоносферы условия рудогенерации, тип оруденения, его масштабы могут быть различными, но в целом их совокупность характеризует данный конкретный тектонический режим рассматриваемого участка тектоносферы.

Для уровня “тектоно-магматическая система” условия развития, как было показано (Тишкин, 1996; 1997), могут быть выражены через размеры структуры, скорости ее деформирования и относительную дифференцированность состава рудопродуцирующей магмы.

В данной статье, на примере позднемезозойских тектоно-магматических систем с типоморфной золото-турмалиновой минерализацией, локализованных в пределах северной и восточной границ Амурского геоблока, в свете изложенных представлений, иллюстрируется соотношение их вещественных и пространственно-временных характеристик.

Для расшифровки количественных характеристик связи процессов тектоники, магматизма и оруденения были разработаны комплексы методов (Тишкин, 1987; 1996; 1997), которые используются в данной работе. Методология моделирования геодинамических процессов детально изложена в (Тишкин, 1994; 1996; 1997 и др.).

На основе представлений о квазикристаллическом строении алюмосиликатных расплавов были предложены петрохимические модули:

где Е_акт – энергия активации вязкого течения; а, b – эмпирические коэффициенты. Параметр А находится в хорошем соответствии с показателем структурного состояния расплавов Сосье-Каррона (NBO/T). Параметр С отражает содержание молекул щелочных полевых шпатов наиболее энергетически устойчивых (не считая молекул кварца) при вязком течении структурных единиц расплава (Персиков, 1985). Состав пород, рассматриваемый в координатах А-С, отражает соотношение в них оснований и щелочей.

По пересчитанным таким образом силикатным анализам пород строились графики с аппроксимацией фигуративных точек отрезками прямых так, чтобы в результате получалась ломаная линия, состоящая из минимального количества отрезков и имеющая минимальную длину. Подразумевалось, что получаемые таким способом графики для интрузивных образований системы, сформированных в постоянном и однородном геодинамическом поле, в пределе должны быть однотипны.

В данных петрохимических координатах состав интрузивных тел, а также метасоматических зон, наблюдаемых в природе и получаемых в эксперименте, может быть представлен в виде интегральных геометрических образов, которые группируются в два основных типа графиков структурно-химического состояния с характерной симметрией: V и Z (рис. 1).

Рис. 1. Элементы неклассической симмет-рии графиков структурно-химического состоя-ния пород Z, V типов (а) и их элементарных ячеек (б).

L, P, C - ось, плоскость и центр некласси-ческой симметрии, соответственно.

Эта методика была использована нами (Тишкин и др., 1990; Тишкин, 1997) при обосновании структурно-химической гомологичности классических расслоенных интрузивов с магматическим типом оруденения и гранитоидных интрузивов с так называемыми “типично гидротермальными” рудами.

Для характеристики петрохимических серий и комплексов было предложено также использовать индекс относительной дифференцированности химического состава:

L = (С_макс-С_мин)/(А_макс-А_мин) = = D C/D A = tga ,

где индексы “мин” и “макс” показывают минимальные и максимальные значения величин, соответственно. По физическому смыслу параметр L отвечает скорости – скорости накопления в расплаве наиболее энергетически устойчивой щелочно-полевошпатовой компоненты.

Далее были получены следующие эмпирические зависимости:

L = (S/10ⁿ)^-0.666 ,

L = 0.026(15.76-U)

и

K=h/S=0.0001647(15.61-U)p^m*,

где S – проекция площади горизонтального сечения магматического канала (системы каналов), h – вертикальные размеры структуры, U – скорость распространения геодинамического поля (скорость накопления упругих, пластичных и хрупких деформаций в период формирования магмопроводящего канала), р=2.154 – коэффициент подобия, n=± 1,2,3…, m* = ± 1, 2, 3...

При количественном описании состава сульфидно-силикатных руд был использован тот же принцип, что и для магматических пород:

А*= 100(b/q),

q – сумма SiO₂, Al₂O₃, P₂O₅ , (Fe₂O₃, Cr₂O₃); b – сумма остальных петрогенных, рудных и летучих компонентов.

Как видно из приводимых формул, точность определения скорости U по составу магматических пород сильно зависит от степени изученности территории и от наличия в распоряжении необходимых для расчета анализов. Поэтому предполагается, что приводимые значения скоростей могут уточняться и детализироваться.

В процессе работы анализировались опубликованные, фондовые и оригинальные материалы по петрохимии пород. Исходные данные, которые были использованы в расчетах, приведены в таблице 1.

Амурский геоблок, выделенный (Красный, 1984), известен также как Амурская магматогенно-рудная система (Романовский, 1987; Брянский и др., 1992) и Амурская морфоструктура центрального типа (Золотов, 1976; Соловьев, 1978; Кулаков, 1988), Амурская плита (Зоненшайн и др., 1990). Размеры и форма этой структуры по разным авторам отличаются ввиду различных подходов в задании ее пространственно-временных границ. В данной работе размеры и форма Амурского геоблока приводятся (рис. 2) по (Брянский и др.,1992).

Таблица 1

Детальная геолого-геофизическая и металлогеническая характеристика Амурского блока и его границы приводится в работах (Вулканические..., 1984; Шашкин, 1984; Синюков, 1986; Ханчук, 1989; Зоненшайн и др., 1990; Зимин и др., 1991; Брянский и др., 1992; Парфенов и др., 1996; Уткин, 1996; 1997; Красный, 1997 и др.). Здесь мы только отметим главные, на наш взгляд, геодинамические особенности северного (Становой и Байкало-Монгольский сегменты) и восточного (Сихотэ-Алинский сегмент) отрезков границы:

1) начало формирования северной и восточной границ Амурского геоблока, вероятно уже приходится на девон-карбоновое время;

2) омоложение возраста мезозойских магматитов и сопутствующего оруденения в северной части границы происходит центростремительно, а в восточной – центробежно;

3) последовательная миграция (с запада на восток), вслед за складчатостью, проявлений мезозойского магматизма и оруденения вдоль северной границы фиксируется с позднего триаса – ранней юры до позднего мела;

4) по латерали восточной границы, в отличии от северного отрезка, устанавливается ритмичное изменение интенсивности геодинамических процессов во времени, что вероятно объясняется спецификой взаимодействия Амурского блока с геологическими структурами на севере и востоке от него;

5) в позднем мезозое развитие восточной и северной границ происходило в условиях сдвиго-надвиговых дислокаций.

На рис. 2 отражено пространственное положение некоторых золоторудных месторождений с турмалиновой минерализацией и приводится схема ориентировки векторов главных сжимающих напряжений с рассчитанными значениями скоростей деформирования границ Амурского блока на уровне магматических поясов и зон. Время действия этих условий соотносится со временем формирования соответствующих месторождений.

На приводимой схеме видно, что скорость деформирования крупных структурных элементов границ Амурского блока не остается постоянной в пространстве и времени, а сам блок имеет ротационную компоненту.

Рис. 2. Схема пространственно-временного положения золоторудных месторождений с турмалиновой минерализацией в пограничных структурах Амурского геоблока.

1 – Пограничный разлом и разломные зоны, ограничивающие Амурский блок; сегменты: I – Иньшаньский, II – Сихотэ-Алинский, III – Становой, IV – Байкало-Монгольский, V – Эрлянский (Брянский и др., 1992; с изменениями); 2 – направление, время и скорость деформирования пограничных структур; направление векторов приводится по данным В.П. Уткина, Г.В. Шубина, А.С. Вольского, В.В Колесникова, П.И. Логвенчева и др.. Золоторудные месторождения 1-7: 1 – Любавинское, 2 – Дарасунское, 3 – Ключевское, 4 – Кировское, 5 – Широкинское, 6 – Многовершинное, 7 – Малиновое.

Золоторудные месторождения с турмалиновой минерализацией в северных сегментах тяготеют к внутренней части ограничений, тогда как в восточном – к внешней Характерной особенностью этих месторождений является их приуроченность к локальным кольцевым структурам. Корреляций геодинамических параметров поясов и зон с составом рассматриваемых месторождений не обнаруживается.

Особенности вещественного состава. Золоторудные месторождения с турмалиновой минерализацией достаточно хорошо освещены в литературе (Гуров, 1969; Петровская, Андреева, 1969; Тимофеевский, 1972; Криволуцкая, 1997 и др.). Наиболее широко экономически значимые месторождения с золотоносными кварц-турмалиновыми образованиями проявлены в Забайкалье (Любавинское, Илинское, Ключевское месторождения, Дарасунский и Балейский рудные районы). Здесь турмалиновая минерализация встречается в виде крупных полей и поясов, образованных тонкой вкрапленностью, прожилками и жилами, зонами брекчий с кварц-турмалиновым цементом, в которых выделяются участки с сульфидной и золотой минерализацией.

Менее известны турмалиниты на золоторудных месторождениях к востоку от Забайкалья, где данный тип оруденения не имеет пока промышленного значения. Формы проявления этого типа минерализации сходны, однако масштабы оказываются несравненно меньшими (Кировское, Многовершинное, Малиновое, Октябрьский узел). Для восточной границы более характерна ассоциация турмалинитов с оловянным оруденением.

Золоторудная минерализация, тесно связанная с проявлениями позднемезозойского магматизма, тесно ассоциирует с сульфидами, которые обычно в виде прожилков или жильно-прожилковых зон наложены на турмалиниты (Ключевское, Дарасун); отчетливо наложены или в виде тонких полос (до долей мм) чередуются с такими же полосами турмалина (Дарасун); образуют изометричные гнезда и рассеянную вкрапленность в массивных тонкозернистых турмалинитах (Малиновое, Кировское). На некоторых месторождениях (Балейский рудный узел) турмалин является сквозным в различных минеральных ассоциациях. Иногда в данном типе руд вместо кварц-пиритового парагенезиса наблюдается кварц-магнетитовая ассоциация (Дарасунский район, Кировское). Д.А.Тимофеевский при этом подчеркивает, что золотоносность магнетита в основном обусловлена наложением на магнетитовые руды золото-теллур-висмутовой минерализации.

В Забайкалье для этого типа месторождений характерны следующие рудные ассоциации, проявленные в той или иной степени: кварц-молибденитовая, кварц-пиритовая, пирит-арсенопиритовая, галенит-сфалеритовая, блеклорудная, кварц-антимонит-сульфоантимонитовая, карбонатная. В рудах часто присутствуют теллуриды висмута, золота и др. Проба золота 500-990.

К востоку от Забайкалья перечисленные минеральные ассоциации (или близкие им по химическому составу) могут не давать телескопированных образований, а слагать самостоятельные жильные тела (Кировский). При этом, следует подчеркнуть, магнетит в турмалинитах является сингенетичным кварцу и турмалину и содержит вкрапленность золота (проба 950-970).

На Малиновом месторождении кварцевые жилы с молибденитом и турмалиниты с гнездами сульфидов встречаются раздельно (проба золота из сульфидных агрегатов, по нашим данным, – 650-730). На Многовершинном месторождении (Хомич и др., 1989), кроме преобладающих адуляр-кварцевых руд, развиты кварц-турмалиновые и карбонатно-сульфидные жильно-прожилковые зоны с пиритом, галенитом, халькопиритом, блеклыми рудами и золотом (проба 650-680).

Связь оруденения с магматизмом. Для Ключевского месторождения установлена связь оруденения с внедрением малых интрузий двух возрастных групп (Бородаевская, 1956): 1) гранитоидов повышенной основности, 2) гранит-порфиров и гибридных порфиров. При этом турмалиновая и сульфидная минерализация оказывается в возрастной вилке между энстатитовыми порфиритами из второй группы.

Для Дарасунского месторождения предполагается связь с дайками и штоками плагиогранит-порфиров, гранит-порфиров и диоритовых порфиритов, которые часто связаны между собой постепенными переходами, а также с малыми телами плагиопорфиров с прожилками аплитов (Тимофеевский, 1972).

На Малиновом месторождении, на площади проявления турмалиновой минерализации, развиты малые тела лейкократовых мелкозернистых гранитов, риолитов, диоритовых порфиритов и андезитов.

На Кировском месторождении (Джалиндинский рудный узел), локализованном в эндо-, экзоконтакте позднеюрского-раннемелового Джалиндинского гранодиорит-диоритового массива, в результате детального картирования рудных зон с различными типами оруденения и сопутствующими дайками (от аплитов до диабазов), последние удалось разделить на комплексы. Дайки пространственно сопряжены с наиболее распространенными на месторождении рудными ассоциациями (от ранних к поздним): кварц-турмалин-магнетитовой, кварц-висмутин-халькопиритовой, кварц-пирит-арсенопиритовой, кварц-полиметаллической По структурно-химическому состоянию комплексы даек относятся к V и Z типам (рис. 3). Полагая, что последовательность проявления рудных ассоциаций связана с глубинами залегания соответствующих рудо- и магмогоризонтов (Тишкин и др., 1990), получаем, что магматическая колонна, включая и гранитоидный массив, в целом имеет (сверху вниз) Z-V-V-Z-Z структурный мотив. Протяженность магматической колонны оценена в 10 км.

Здесь следует подчеркнуть, что дайки, картируемые на месторождениях и относимые к одному комплексу (например, гранодиорит-порфиры или диоритовые порфириты), на самом деле могут принадлежать различным комплексам. Выделение магматических комплексов трудно достигается на месторождениях с телескопированным оруденением, но данная задача решаема на объектах, где рудные ассоциации пространственно разобщены.

На рассматриваемом рисунке отражен также состав даек Ключевского и Малинового месторождений. Как видно, размещение фигуративных точек этих месторождений в значительной степени удовлетворяет структурно-химическому состоянию комплексов даек эталонного месторождения с различными типами минерализаций.

Полученные результаты для Кировского месторождения рассматриваются как следствие неоднородной деформации во времени и пространстве структур тектоно-магматических систем – с одной стороны, и ритмичной расслоенности еще субликвидусного магматического вещества (с выделением силикатной и рудной составляющей) в магматической колонне и образованием структурно-вещественных комплексов, по типу классических расслоенных интрузивов (Тишкин и др. 1990; Тишкин,1997) в эволюционирующем температурном поле – с другой стороны.

Рис. 3. График структурно-химического состояния пород Кировского (1-5), Ключевско-го (6) и Малинового (7) месторождений.

Джалиндинский гранодиорит-диоритовый массив (1); комплексы даек преимуществен-но ассоциирующих с кварц-турмалин-магнетитовой (2), кварц-висмутин-халькопиритовой (3), кварц-пирит-арсено-пиритовой и кварц-полиметаллической (4) минерализациями.

Это утверждение справедливо и для месторождений с телескопированным оруденением, с тем лишь условием, что разрядка напряжений на этих объектах происходила во времени в одних и тех же участках.

Изложенное по существу подтверждает представления С.С. Смирнова, Ф.И. Вольфсона, И.В. Дербикова о смещении деформаций в пределах структур одновременно с пульсацией рудообразующего вещества, при этом тектонические деформации “вскрывают на глубине те или иные рудоносные очаги, отщепляющие потоки растворов разного состава” (Онтоев, 1972, С. 151).

В Октябрьском рудно-россыпном узле (структура Широкинская), на площади распространения раннемеловых даек пестрого состава, были обнаружены дайки мелкозернистых, иногда порфировидных, лейкократовых гранитов, содержащих первично-магматический турмалин. Кроме того, были зафиксированы дайки аналогичных гранитов со шлирами (до 20 см в поперечнике) кварц-турмалинового состава с вкрапленностью пирита. Примечательно, что с увеличением размера шлиров их форма в сколах меняется с круглой на эллипсовидную. По структурно-морфологическим особенностям шлиров и взаимоотношению минералов устанавливается, что эти образования формировались на ранней стадии кристаллизации пород. Пробирным анализом в одном из шлиров установлено содержание золота 6 г/т (Тишкин и др., 1998).

Рис. 4. График структурно-химического состояния пород комплекса даек Широкинской структуры (4). Остальные условные обозначения см. на рис. 3.

На этой площади известны также проявления кварц-турмалиновых жил. Дайки кварцевых диоритов, гранодиоритов и гранитов с турмалином и турмалинитовыми шлирами по структурно-химическому состоянию относятся к V типу (рис. 4). Следует отметить, что хотя структурно-химический тип у дайковых комплексов Кировского месторождения и Широкинской структуры одинаков, исходный состав расплавов, из которых они дифференцировались – различен. В первом случае это состав андезита, а во втором – дацита.

Рис. 5. Диаграмма составов турмалинов золоторудных месторождений.

По составу турмалины из жильных турмалинитов Ключевского, Кировского и Малинового месторождений оказываются близкими (рис. 5). С ними также сходны и турмалины из турмалинсодержащих гранитов Октябрьского прииска. Турмалины из дайки со шлирами и из жильных турмалинитов характеризуются пониженным отношением CaO+Na₂O/SiO₂+ = Al₂O₃ и на диаграмме образуют линейный тренд, что может являться дополнительным свидетельством генетической связи данных типов магматизма и оруденения, а также указывать на расплавную природу рудообразующего вещества.

Рис. 6. Зависимость состава руд от относительной дифференцированности состава ас-социирующих изверженных пород.

Золоторудные месторождения. Кировское: 1 - кварц-висмутин-халькопиритовая и кварц-пирит-арсенопиритовая минерализации (соответственно, закрашенный и незакрашен-ный маркер), 2 - кварц-турмалин-магнетитовая и кварц-полиметаллическая минерализации (соответственно, закрашенный и незакрашенный маркеры); Широкинское: 3 - кварц-тур-ма-ли-но-вая минерализация. Магнетитовое месторождение. Ярышкольское: 4 - магнетитовые аль-би-то-фиры (Долгушин, Павлов, 1985). Хромитовое месторождение. Комплекс Хартли Ве-ликой Дай-ки (ритм 2 скв. 11): 5 - хромиты (Бичан, 1973).
Турмалины из турмалинитов месторождений: 1 - Ключевское, 2 - Кировское, 3 - Ма-линовое, 4-7 - Широкинское ( 4 - шлир в матрице гранитов, 5 - матрица, 6 - турмалинсодер-жащие граниты, 7 - кварц-турмалиновые жилы).

Сопоставление относительной дифференцированности состава магматических пород (L), для которых имеются графики структурно-химического состояния, и состава руд (А*), предположительно генетически связанных с данными магматитами, приводятся на рис. 6. Можно видеть, что относительная дифференцированность магматитов и состав оруденения связаны обратно пропорциональной зависимостью: чем больше значение L, тем меньше содержание в рудах оснований. Примечательно, что данная зависимость наблюдается как для магматических, так и для гидротермальных месторождений.

Геодинамические характеристики рудоносных тектоно-магматических систем. Геодинамические параметры тектоно-магматических систем, продуктивных на различные типы оруденения, приведены в таблице 2. Их анализ показывают следующее.

Таблица 2

Рудогенерирующие тектоно-магматические системы на различных глубинах могут иметь разные скорости деформирования, размеры и, в силу этого, продуцировать различные типы оруденения. При этом один и тот же тип оруденения генетически связан с магматитами, характеризующимися одинаковыми или близкими значениями индекса относительной дифференцированности L, даже, если состав исходной магмы был разным. Это наблюдается для Кировского и Широкинского месторождений. Однако состав исходной магмы для обоих объектов, как отмечалось ранее, был разным – соответственно, андезитовый и дацитовый. Следовательно, и значения силы геодинамического поля, в котором дифференцировались эти магмы, генерируя однотипную минерализацию, были различны.

В то же время, значения L для тектоно-магматических систем Великой Дайки (хромитовая минерализация) и Кировского месторождения (кварц-висмутин-халькопиритовая ассоциация) оказываются близкими, но исходный состав рудопродуцирующих магм был резко различен. Поэтому более правильным будет говорить в данном случае о геохимическом (минеральном) типе оруденения и энергетических характеристиках оруденения (А*) в связи со значениями параметра L, на что также указывают зависимости отраженные на рис. 6. Существование же двух субпараллельных трендов на графике, вероятно, должно объясняться квантованными значениями силы геодинамического поля для двух групп тектоно-магматических систем (Тишкин, 1997).

Как было показано на уровне крупных структурных элементов границы Амурского геоблока с характерными магматическими формациями, корреляции геодинамических параметров с составом золоторудных месторождений отсутствуют.

Индекс относительной дифференцированности L, определяемый на уровне региональной структуры, отражает дифференцированность состава совокупности магматических формаций и связан с суммарной скоростью распространения геодинамического поля U в этой структуре. Следовательно, и рудные формации (золото-кварцевые, серебро-полиметаллические и др.), образованные в этот период и связанные с соответствующими магматитами, отражают период проявления и геодинамические параметры режима активизации (внутриплитной обстановки) на рассматриваемой территории.

В то же время, конкретные магматические формации V и Z типов в локальных тектоно-магматических системах характеризуют “точечные” геодинамические параметры в крупных структурах. Эти параметры не остаются постоянными с глубиной, что и приводит, в конечном итоге, к формированию многостадийного оруденения на месторождениях.

Очень часто (Щеглов 1990) рядом с такими объектами проявлены месторождения, на которых развита одна какая-то стадия, имеющая самостоятельное промышленное значение (например, полиметаллическая, молибденовая и др.). Это, на наш взгляд, связано с неоднородностью геодинамического поля не только по вертикали, но и по латерали. Неоднородностью и непостоянством геодинамического поля, как кажется, можно объяснить и отсутствие рудной минерализации с выделяемыми магматическими формациями, которые на других территориях являются рудоносными.

Поэтому, с учетом сказанного, в случае проявления многостадийного оруденения можно говорить не только об интерференции режимов развития тектоносферы, но и об интерференции геодинамических полей различных масштабов в период развития тектоно-магматических систем. Такое предположение обуславливает более широкое использование в научной геологической практике представлений о волновом механизме реализации геодинамического процесса на различных масштабных уровнях.

Автор благодарен д.г.-м.н. В.Г.Гоневчуку за полезные при подготовке рукописи к печати критические замечания.

Бичан Р. Происхождение хромитовых пластов комплекса Хартли Великой Дайки (Родезия) // Магматические рудные месторождения. М.: Недра, 1973. С. 86-98.

Бородаевская М.Б. Некоторые особенности петрогенезиса формации малых интрузий послеверхнеюрского возраста в одном из районов Восточного Забайкалья // Изв. АН СССР, сер. геолог., 1956. N 6. С. 70-91.

Брянский Л.И., Бормотов В.А., Романовский Н.П. и др. Глубинная структура рудных районов очагового типа: центральноазиатский сегмент Тихоокеанского рудного пояса. М.: Наука, 1992. 156 с.

Вулканические пояса востока Азии (геология и металлогения). М.: Наука, 1984. 504 с.

Гуров Л.П. Золотоносные минеральные ассоциации Кировского месторождения (Верхнее Приамурье) // Золоторудные формации Дальнего Востока. М.: Наука, 1969. С. 74-92.

Долгушин С.С., Павлов А.Л. Дифференциация рудного вещества на Ярышкольском магнетитовом месторождении // Миграция химических элементов в процессах петро- и рудогенеза. Новосибирск: Наука, 1985. С.64-73.

Зимин С.С., Сахно В.Г., Говоров И.Н. и др. Тихоокеанская окраина Азии (магматизм). М.: Наука, 1991. 264 с.

Золотов М.Г. Ядерно-сводовые и кольцевые структуры Приамурья // Тектоника востока советской Азии. Владивосток: ДВНЦ АН СССР, 1976. С. 3-33.

Зоненшайн Л.П., Кузьмин М.И., Натапов Л.М. Тектоника литосферных плит территории СССР. М.: Недра, 1990. Кн.1. 327 с.

Красный Л.И. Глобальная система геоблоков. М.: Недра, 1984. 224 с.

Красный Л. И. Тектонотип межблоковой (коллизионно-аккреционной) структуры: системы Монголо-Охотская и Циньлиньская // Тихоокеан. геол., 1997. Т. 16. N 5. С.3-9.

Криволуцкая Н.А. Парагенетические ассоциации минералов и условия образования руд Ключевского месторождения золота (Восточное Забайкалье, Россия) // Геология руд. месторождений. 1997. Т. 38. N 4. С.344-361.

Кулаков А.П. Гигантские морфоструктуры центрального типа Востока Азии, особенности их строения и развития// Морфотектонические системы центрального типа Сибири и Дальнего Востока. М.: Наука, 1988. С.63-75.

Онтоев Д.О. Условия и главнейшие факторы возникновения зональности в гидротермальных месторождениях // Зональность гидротермальных рудных месторождений. М.: Наука, 1972. Т. 2. С. 123-163.

Парфенов Л.М., Булгатов А.Н., Гордиенко И.В. Террейны и формирование орогенных поясов Забайкалья // Тихоокеан. геол., 1996. Т.15, N6. С.3-15.

Персиков Э.С. Вязкость магматических расплавов. М.: Наука, 1984. 159 с.

Петровская Н.В., Андреева М.Г. Ключевское месторождение как представитель золото-турмалинового оруденения (Восточное Забайкалье) // Золоторудные формации Дальнего Востока. М.: Наука, 1969. С. 36-60.

Романовский Н.П. Петрофизика гранитоидных рудно-магматических систем Тихоокеанского пояса. М.: Наука,1987. 191 с.

Рундквист Д.В. О пространственно-временных закономерностях размещения месторождений полезных ископаемых.//Проблемы развития советской геологии. Л.: Тр. ВСЕГЕИ, 1971. Т.177. С.266-300.

Синюков В.И. Формации и структура Восточно-Сихотэ-Алинского вулканогенного пояса. М.: Наука, 1986. 158 с.

Соловьев В.В. Структуры центрального типа территории СССР по данным геолого-геоморфологического анализа: (объясн. зап. к карте морфоструктур центр. типа). Л.: ВСЕГЕИ, 1978. 110 с.

Тимофеевский Д.А. Геология и минералогия Дарасунского золоторудного региона. М.: Недра, 1972. 260 с.

Тишкин Б.М., Хетчиков Л.Н., Пахомова В.А. Вопросы связи оруденения с интрузивным магматизмом. // Металлогения и рудные формации Тихоокеанского обрамления: материалы междунар. симпоз. "Глубинное строение Тихого океана и его континентального обрамления". Благовещенск: ДВО АН СССР, 1990. Ч.I. С. 132-139.

Тишкин Б.М. Квантовая геодинамика – новая парадигма в геологии // Вестник ДВО РАН. 1994, N 4. С.91-102.

Тишкин Б.М. Связь геодинамических параметров тектонических структур с составом эндогенного вещества // Тихоок. геолог., 1996. Т.15. N1. С. 67 – 79.

Тишкин Б.М. Геодинамическое подобие тектоно-магматических систем // Автореф. дис. к. г-м.н. Хабаровск: ИТиГ, 1997. 30 с.

Тишкин Б.М., Зимин С.С., Сапин В.И. Геодинамические параметры формирования тектоно-магматических систем с золотоносными турмалинитами / / Закономерности строения и эволюции геосфер. IV международный междисциплинарный научный симпозиум. Хабаровск: ДВО РАН, 1998. С 261-263.

Уткин В.П. Горст-аккреционные системы, рифто-грабены и вулканические пояса юга Дальнего Востока России. Статья 1. Горст-аккреционные системы и рифто-грабены // Тихоокеан. геол., 1996. Т.15. N6. С. 44-72.

Уткин В.П. Горст-аккреционные системы, рифто-грабены и вулканические пояса юга Дальнего Востока России. Статья 2. Вулкано-плутонические пояса: структурно-вещественные характеристики и закономерности формирования // Тихоокеан. геол., 1997. Т.16. N6. С. 58-79.

Ханчук А.И., Кемкин И.В., Панченко И.В. Геодинамическая эволюция Сихотэ-Алиня и Сахалина в палеозое и мезозое // Тихоокеанская окраина Азии (геология). М.: Наука, 1989. С. 218-254.

Хомич В.Г., Иванов В.В., Фатьянов И.И. Типизация золото-серебряного оруденения. Владивосток: ДВО АН СССР, 1989. 289 с.

Шашкин К.С. Структурно-вещественная эволюция земной коры Приамурья в позднем докембрии и фанерозое // Тихоокеан. геол. 1984. N3. С.38-53.

Щеглов А.Д. Основные проблемы современной металлогении. – Л.: Недра,1987. 231с.

Щеглов А.Д. Тектонические режимы и рудные месторождения (некоторые аспекты связи эндогенного рудообразования с тектоникой) // Основные проблемы рудообразования и металлогении. М.: Наука, 1990. С. 5-22.