Геодинамика востока России в мезо-кайнозое и золотое оруденение

ГЕОДИНАМИКА ВОСТОКА РОССИИ В МЕЗО-КАЙНОЗОЕ И ЗОЛОТОЕ ОРУДЕНЕНИЕ

Геодинамическая эволюция Востока Азии в мезокайнозое представлена, как чередование трансформных (калифорнийского типа) и субдукционных обстановок. Для первых характерны сдвиговые трансляции с внедрением астеносферных диапиров под континентальную окраину и (или) островную дугу в результате погружения в мантию зон спрединга и отрыва субдуцированной литосферы. В частности это обеспечивало формирование на верхних горизонтах коры соответствующих магматических комплексов. Кроме всего прочего, при этом предлагается использовать термин слэб-виндоу. С субдукционными обстановками связано формирование главного объема ряда крупных вулканоплутонических поясов. На новом картографическом материале с учетом проведенных палеогеодинамических реконструкций показаны особенности размещения более двухсот золоторудных месторождений различной формационной принадлежности. Поясово-узловое сосредоточение месторождений в сложных геологических ситуациях отвечает многофакторности глубинной активности флюидопроницаемых мегазон тектонизации. Разнообразие золотого оруденения объяснимо разнородностью геолого-генетических систем со сложной соподчиненностью мантийных и коровых процессов.

Paleogeodynamic reconstructions and recent studies of plate tectonics are used to represent Mesozoic-Cenozoic geodynamic evolution of the Russian Far East as interchanging subduction and transform (Californian type) settings. The formation of bulk volume of Okhotsk-Chukchi and East Sikhote-Alin volcano-plutonic belts is associated with subduction settings. Shear translations with astenoshperic plums under continental margin and (or) island arc due to submergence of spreading centers into the mantle and the slab of subducted lithoshere, correspond to transform settings. "Slab window" conditioned the development of magmatic complexes of different formations in the upper crustal horizons.

In Mesozoic-Cenozoic period along with tectonogenesis and other large-scale processes the described territory underwent multistage concentrating of gold. The paper considers spatial-temporal distribution of diverse gold mineralization in respect to heterogeneous major tectonic units. Belt-swarm occurrence of gold deposits in heterogeneous geological settings corresponds to multi-factor deep activity of fluid-pervious megazones of tectonic reorganization. Diversity of gold mineralization is explained by geological systems of different origin and complicated interdependence of mantle and crustal processes.

Введение

Первый период мезо-кайнозойской геодинамической истории Востока России, которая обсуждается в данной работе, связан, согласно современным плитотектоническим представлениям, с последовательной аккрецией к Северо-Азиатскому кратону (САК) тектоно-стратиграфических террейнов. Главной причиной аккреции террейнов на севере Палеопацифики стало резкое усиление с юры субдукции океанической литосферы, когда до этого удаленные от окраины Северо-Азиатского кратона континентальные и островодужные структуры стали постепенно причленяться к нему. При этом аккретируемые крупные структуры испытали и фрагментацию на террейны. Окраина кратона и террейны были "сшиты" поясами гранитоидных батолитов и перекрыты вулканоплутоническими поясами (ВПП). В позднем кайнозое образовались рифтогенные впадины Японского и Охотского морей, и аккреция Азиатского континента сменилась его деструкцией.

В последние годы выполнен ряд исследований и обобщений по его субдукционной, коллизионной и рифтогенной мезо-кайнозойской палеогеодинамике [1, 7, 14, 17, 21, 28, 35 и др.], а также по геодинамическим построениям, базирующимся на ведущей роли сдвиговой тектоники [25 и др.]. В этой связи интересны и соответствующие работы по до-, син- и постаккреционной металлогении этой территории РФ [16, 18, 29, 32, 37]. Вместе с тем ряд новых данных по различным геологическим дисциплинам требует внесения корректив в геодинамические построения и конкретизации привязки формирования месторождений к геодинамическим обстановкам.

Элементы террейнового анализа региона и геодинамические субдукционные обстановки

Центральное место в структуре территории занимает Северо-Азиатский кратон [36 и др.], представленный восточными частями Сибирской платформы и Алдано-Станового щита и Верхоянской пассивной континентальной окраиной позднепалеозойского - раннемезозойского возраста (рис. 1).

К северо-востоку от кратона располагаются Верхояно-Колымский коллаж кратонных террейнов (Омолонский, Охотский) и террейнов раннепалеозойской континентальной окраины (Приколымский, Омулевский и др.). В девон-каменноугольное время они были отделены от Северо-Азиатского кратона в результате рифтинга. С ними соседствуют юрские островодужные террейны на неокеаническом фундаменте, террейны аккреционных призм и турбидитовых бассейнов, как блоков мезозойских эпиокеанических структур. Указанный коллаж террейнов был образован в связи с раннемеловым движение к САК Чукотского террейна палеозойско-раннемезозойской пассивной континентальной окраины. В раннем мелу сформировался и Корякский коллаж эпиокеанических юрско-меловых террейнов островных дуг и аккреционных призм при субдукции в северном направлении литосферных плит Палео-Тихого океана [1, 17, 21, 22]. Позже Охотско-Чукотский вулканоплутонический пояс позднемеловой активной континентальной окраины частично перекрыл Чукотский террейн, Верхояно-Колымский коллаж террейнов и край Северо-Азиатского кратона, а верхнемеловые туфогенно-терригенные отложения преддуговых бассейнов Охотско-Чукотской вулканической дуги перекрыли Корякский коллаж террейнов.

К югу и юго-востоку от САК расположены аккретированные в раннем мелу Монголо-Охотский коллаж эпиокеанических мезозойских террейнов, домезозойский коллаж разного рода террейнов Амурского супертеррейна и Сихотэ-Алинский коллаж раннемеловых эпиокеанических террейнов [14].

Рис. 1. Главные мезо-кайнозойские тектонические единицы территории Дальнего Востока России

1 - платформенная часть Северо-Азиатского кратона, Охотский и Омолонски кратонные террейны;

2 - архейские и протерозойские гранитно-метаморфические комплексы кратона и кратонных террейнов;

3 - позднепалеозойско-раннемезозойские пассивные континентальные окраины Северо-Азиатского кратона и Чукотского террейна; 4 - домезозойские континентальные террейны; 5-8 - турбидитовые и сланцевые террейны осадочных бассейнов трансформных границ континентальных литосферных плит:

5 - юрские, 6 - раннемеловые, 7 - палеоцен-эоценовые, 8 - неогеновые; 9-11 - террейны аккреционных призм субдукционных границ континентальных литосферных плит: 9 - палеозойские, 10 - юрские и раннемеловые, 11 - позднемеловые, 12 - олигоцен-миоценовые; 13-15 - островодужные террейны (аккреционные призмы и вулканические дуги, нерасчлененные): 13 - юрские и меловые,

14 - позднемеловые, 15 - палеогеновые; 16 - мезо-кайнозойские осадочные впадины;

17-18 - синсдвиговые гранитоиды трансформных границ литосферных плит и микроплит: 17 - юрские,

18 - раннемеловые (частично включая начало позднего мела); 19 - мезо-кайнозойские субдукционные вулканоплутонические пояса; 20 - мезо-кайнозойские вулканоплутонические пояса трансформных континентальных окраин (калифорнийского типа); 21 - разломы; 22 - комплексы метаморфических ядер (кордильерского типа); 23 - дунит-клинопироксеновые зональные массивы.

Террейны: АЛ - Алазейский, ЖУ - Журавлевский, ИД - Инъяли-Дебинский, КН - Кулар-Нерский,

ОМ - Омолонский, ОХ - Охотский, СМ - Самаркинский, СР - Сергеевский, УК - Укэлаятский,

УЛ - Ульбанский, ЧУ - Чукотский. Вулканоплутонические пояса (ВПП): ВСА - Восточно-Сихотэ-Алинский, КК - Курило-Камчатский, ОЧ - Охотско-Чукотский, У - Удский, ЦК - Центрально-Камчатский

Позднемеловой Восточно-Сихотэ-Алинский вулканоплутонический пояс фиксирует активную континентальную окраину, продолжая Охотско-Чукотскую.

К востоку от позднемеловой границы континент - океан выделяется обширная область кайнозойского коллажа террейнов, во многом скрытых под водами океана и окраинных морей. Террейны п-ва Камчатка, о. Сахалин, Курильских островов - это фрагменты структурных элементов позднемеловой-раннепалеогеновой границы континент-океан и позднемеловых и палеогеновых островных дуг. Большинство из них были аккретированы в среднем-позднем эоцене и только террейны Кроноцкого п-ва и п-ва Камчатский мыс - в неогене.

К постаккреционным зонам субдукции относятся Удской среднеюрский ВПП на юго-востоке от САК, Охотско-Чукотский и Восточно-Сихотэ-Алинский ВПП позднемеловой активной континентальной окраины, система олигоцен-миоценовый вулканических поясов, которые протягиваются от Чукотки через Западную и Центральную Камчатку на Курильские острова, и современный вулканоген Камчатки и Курил.

Особенности субдукционного магматизма Дальнего Востока охарактеризованы в многочисленных работах, и на них нет необходимости останавливаться.

Геодинамические обстановки трансформных континентальных окраин калифорнийского типа

Все более становится доказанным, что широкое развитие в мезо-кайнозойской эволюции региона имели геодинамические обстановки, связанные с трансформными границами литосферных плит [10, 27]. Эта модель совпадает в некоторой части с концепцией об определяющей роли мел-кайнозойского сдвигового режима на границе Азиатский континент - Тихий океан [25]. Учтена также модель отрыва слэба применительно к Индо-Евразийской зоны коллизии [24]. Подчеркнем, что такие обстановки во многом аналогичны позднекайнозойской трансформной границе плит калифорнийского типа, которая в обобщенном виде может быть описана как обстановка перехода от косой субдукции спредингового хребта к скольжению плит. В результате этого в ранее субдуцированной литосфере в возникшие разрывы проникало вещество астеносферной мантии. В англоязычной научной литературе подобный разрыв субдуцированной литосферы называется slab window [33]. В русскоязычной литературе за этим эквивалентом мы предлагаем закрепить название в виде английской “кальки” - слэб-виндоу. Геолого-геофизические материалы по кайнозойской континентальной окраине запада северной Америки дают основание предполагать, что такие слэб-виндоу получили развитие, прежде всего, на изгибе субдуцированной литосферной плиты и, вероятно, вдоль поперечных к континентальной окраине трансформных разломов. Над слэб-виндоу формируются магматические комплексы. Палеотрансформные границы плит маркируются террейнами окраинно-континентальных турбидитовых бассейнов и магматическими комплексами на континентальной окраине.

Модели глубинных процессов под трансформной континентальной окраины (ТКО) еще только разрабатываются. Важно подчеркнуть, что данные сейсмической томографии показывают, что субдуцированная в разное время океанская литосфера фиксируется в мантии вокруг Тихого океана до 2500 км, как плиты с относительно высокими скоростями сейсмических волн [42]. Интерпретация данных сейсмической томографии подразумевает возможность выделение в мантии остатков океанской литосферы различного возраста, начиная примерно со 150 млн лет, как это недавно было продемонстрировано на примере

Сибири, в мантии под которой были распознаны фрагменты слэбов юрского возраста [41]. Предполагаются два процесса, которые определяют некоторые особенности магматизма трансформной континентальной окраины. Во-первых, это подъём астеносферной мантии к границе Мохо, разогрев коры и эклогитизация океанической литосферы на глубине около 70 км с выплавлением вулканитов калиевого ряда. Во-вторых, - фазовый переход на глубине 670 км, где шпинелеподобный рингвудит трансформируется в ассоциацию (Mg, Fe) перовскита и Mg-вюстита, что обеспечивает "охлаждение" фрагментов слэба и их погружение в нижнюю мантию [35]. Тепловой поток над зоной этого фазового перехода создает верхнемантийный диапир, с которым, возможно, связано формирование платобазальтов.

Обращаясь к детально изученной раннемеловой ТКО Сихотэ-Алиня, отметим (рис. 2) развитие к востоку от Амурского мезозойского континента террейнов юрской аккреционной призмы и раннемелового турбидитового бассейна (мощные сланцевые и флишоидные толщи с потоками на валанжинском уровне щелочных пикритов и базальтов). Первые сложены турбидитами, вмещающими пластины верхнепалеозойских и нижнемезозойских кремней, известняков и базальтов субдуцированной океанической коры. Восточнее, в бассейне р. Амур и на о. Сахалин, низы раннего мела представлены маломощными кремневыми отложениями дна океана и, таким образом, турбидиты отвечают в это время несубдукционной границе континент-океан. На юге Сихотэ-Алиня раннемеловые турбидитовые отложения формировались на позднеюрской спрединговой коре (базальты ердагоусской свиты) [4].

Фрагменты базальтового слоя юрской океанической коры, вскрывающиеся в основании или вдоль восточной границы раннемелового турбидитового комплекса в Центральном и Северном Сихотэ-Алине, позволяют предполагать, что на рубеже юра-мел в Япономорском регионе смена субдукционной границы плит на трансформную сопровождалась погружением под континентальную окраину зоны спрединга и последующим отрывом субдуцированной литосферы (слэба). В связи с образованием слэб-виндоу на континентальной окраине получили широкое распространение раннемеловые бимодальные вулкано-плутонические комплексы (Хингано-Охотский, Алчанский и др.), которые давно уже относят к рифтогенным или синсдвиговым [20]. Кроме того, вдоль раннемеловой континентальной окраины протягивается цепь щелочных ультрабазит-базитовых интрузий (Катэнская, Погская, Ариадненская, Кокшаровская и др.).

В развитии трансформной континентальной окраины Сихотэ-Алиня различаются два этапа. На первом (допозднеготеривском) преобладала обстановка растяжения. На континентальном склоне и у его подножия накапливались преимущественно глинистые толщи, формировались ультрамафит-мафитовые щелочные магматические комплексы. На втором (готерив-сеноманском) этапе зоны сжатия и растяжения чередовались во времени и пространстве. Произошла резкая активизация движений по системе окраинно-континентальных левосторонних сдвигов, на континентальном склоне начали накапливаться песчаные и флишоидные толщи. Центральный Сихотэ-Алинский разлом и его продолжение в Японии (разломы Танакура и Медианный) унаследовали границу литосферных плит и напоминали современный разлом Сан-Андреас в Калифорнии (рис. 3). Террейны юрско-раннемеловой аккреционной призмы и раннемеловой островной дуги, расположенные к востоку от Центрального разлома, переместились с юга на север на расстояние около 1000 км и в альбе столкнулись с континентальной окраиной (см. рис. 3). К западу от Центрального разлома, вдоль границы с Амурским континентом, произошла трансляция на север юрской аккреционной призмы на расстояние около 700 км.

Рис. 2. Террейны донеогеновой континентальной окраины Восточной Азии. Реконструкция положения Японских островов выполнена согласно палеомагнитным данным работы Otofuji [38]

Рис. 3. Мезозойские и палеогеновые вулканические и плутонические комплексы Восточной Азии. Донеогеновая реконструкция Япономорского региона выполнена согласно палеомагнитным данным работы Otofuji [38]

Сдвиги рассекли и край Амурского континента и переместили отдельные его блоки в северном направлении, обусловив характерную "зубчатую" форму восточной границы Амурского континента. Готерив-сеноманские левосторонние сдвиговые трансляции сформировали гигантскую S-образную структуру Сихотэ-Алиня и были причиной утолщения и формирования континентальной коры. С готерив-сеноманским этапом развития трансформной континентальной окраины Сихотэ-Алиня связано формирование синсдвиговых гранитоидных плутонов и вулканоплутонических комплексов бимодального, с преобладанием риолитов, типа (Хингано-Охотский и другие пояса). Гранитоидные плутоны имеют "пестрые" геохимические характеристики. В эпиокеанических террейнах аккреционных призм и турбидитовогог бассейна формировались ильменитовые и магнетитовые серии гранитов, на окраине Амурского континента - только магнетитовые. К крупным сдвигам приурочены плутоны литий-фтористых гранитов с признаками базальтоидного начала. Золотоносными являются натровые гранодиоритовые и тоналит-плагиогранитные плутоны магнетитовой серии I-типа. Темноцветные минералы в них представлены биотитом и амфиболом, акцессорные - сфеном и апатитом.

Для золотоносных плутонов характерно повышенное содержание бария и стронция, отсутствие европиевой аномалии, пониженное содержание тяжелых редкоземельных элементов и соотношение изотопов стронция на уровне 0,705 [5].

По аналогии с раннемеловой обстановкой Сихотэ-Алиня, палеогеодинамический анализ взаимодействия литосферных границ указывает на юрско-раннемеловую обстановку трансформной континентальной окраины на юге и к северо-востоку от САК, палеоцен-эоценовую вдоль Охотско-Чукотского вулканоплутонического пояса (ОЧВПП) и палеоген-миоценовую вдоль Восточно-Сихотэ-Алинского вулканоплутонического пояса (ВСАВПП) палеограницы континент - океан. Трансформная граница плит в поздненеоген-раннечетвертичное время существовала и вдоль Курило-камчатской вулканической дуги.

Юрские и раннемеловые трансформные континентальные окраины на Северо-Востоке России (см. рис. 1) протягиваются вдоль южной границы Чукотского террейна и вдоль Колымской структурной петли (КСП). В составе последней распознаются [15, 17] террейны юрских турбидитовых бассейнов (Кулар-Нерский, Инъяли-Дебинский, Полуосненский) трансформных границ Северо-Азиатского кратона и Охотского, Омолонского и Приколымского кратонных террейнов. Далее, по направлению к центру петли выделяется Момо-Селенняхская тектоническая зона, в которой присутствуют террейны юрской аккреционной призмы с фрагментами палеозойско-раннемезозойской океанической коры с офиолитами, а также террейны ранне-среднепалеозойской пассивной окраины кратона (Омулевский, Тас-Хаяхтахский, Селенняхский, Улахан-Таский и др.), которые обычно не рассматриваются как элементы юрской зоны субдукции. Однако заметим, что к юрским аккреционным призмам Сихотэ-Алиня и Японии также приурочены террейны континентальной окраины (Хорский, Сергеевский, Южный Китаками), которые залегают на или внутри аккреционной призмы и совместно с последней деформированы. По аналогии можно предположить, что Момо-Селенняхская тектоническая зона представляет собой часть зоны субдукции юрской Алазейской островной дуги, а континентальные террейны Селенняхской зоны являются фрагментами нависавшей над зоной субдукции плиты, отколовшимися по более поздним сдвигам.

Структуру КСП в целом [17] можно представить как систему гигантских складок с вертикальными шарнирами и сдвиговыми границами на крыльях, левосторонними на западных, и правосторонними на северных и восточных. Поперечные к КСП зоны разломов ее обрамления (часто с гранитоидными плутонами), являются трещинами скалывания (типа мегакливажа) по отношению к гигантским складкам.

Отметим следующие моменты геодинамической истории Колымской петли [5, 17, 32]. В поздней юре Момо-Селенняхско-Алазейская островная система сблизилась с трансформной окраиной Северо-Азиатского кратона и кратонных террейнов, что вызывало отрыв слэба, внедрение астеносферных диапиров и формирование позднеюрских Олойского и Уяндино-Ясачненского вулканических поясов вдоль транспрессионной структуры зоны столкновения. В раннем мелу, в коллизионной обстановке, образовались многочисленные интрузии синсдвиговых гранитоидов с гибридными корово-мантийными характеристиками. Дальнейшая эволюция слэб-виндоу в среднем- позднем мелу вызвала появление щелочных вулканитов Джахтардах-Олойского вулканического пояса. В раннем-позднем мелу подобным образом развивалась и южная окраина Чукотского террейна, после поглощения под него литосферы Южно-Анюйского океанического бассейна.

Юрские окраинно-континентальные турбидиты Унья-Бомского и Ульбанского террейнов маркируют трансформную границу Сибирского континента еще до закрытия Монголо-Охотского океанического бассейна. Закрытие этого бассейна, согласно палеомагнитным данным [40], происходило в конце юры - начале мела в результате поворота Сибири по часовой стрелке и ее перемещение в юго-западном направлении вдоль Монголо-Охотской трансформной границы. Раннемеловая коллизия Сибири с Амурским супертеррейном, который с юры практически не менял своего положения, происходила в обстановке левостороннего смещения [14]. Геохимические особенности раннемеловых вулканитов типично рифтогенные [10]. На окраине кратона известны зональные щелочные дунит-клинопироксенитовые массивы (Кондер и др.).

Палеогеновые турбидиты Укэлаятского террейна на севере Камчатки маркируют трансформную границу плит. Этому предшествовала субдукция под окраину континента кампан-маастрихтской зоны спрединга, фрагменты которой описаны в Янранайском террейне [21]. С этой трансформной окраине связаны (маастрихт ?)-палеоцен-раннеэоценовые вулканиты, приуроченные к ОЧВПП. На рис. 4 представлена реконструкция кайнозойской геодинамической истории Япономорского региона. Формирование трансформной окраины было обусловлено косой субдукцией спредингового хребта плит Кула/Тихоокеанская. В осевой части о. Сахалин выделяются фрагменты позднемеловой зоны спрединга. Возможно, что зоны субдукции были направлены на запад, под континент, и на восток, под Восточно-Сахалинскую островную дугу. Сближение дуги с континентом и отрывы слэбов начались в палеоцене, а внедрение коллизионных гранитоидов на о. Сахалин - в эоцене (42 млн лет) [8]. Под континентальной окраиной формировалось слэб-виндоу, обусловившее специфику палеоген-неогенового магматизма ВСАВПП и неогенового на о. Сахалин в обстановке развития правосторонних сдвигов.

Предполагается, что левосдвиговой эоценовой коллизии позднемеловой Олюторско-Камчатской (Ачайваям-Валагинской) островной дуги [23, 31] на ее западной окраине предшествовала смена субдукционной границы на трансформную. Отрыв слэба и последовавшее внедрение астеносферных диапиров привели к образованию маастрихт-палеоценовых зональных дунит-клинопироксенит-габбровых интрузий в зоне совмещения дуги с континентальной окраиной.

Рис. 4. Этапы раскрытия Японского моря

В эоцене в Срединнокамчатском и Ганальском террейнах сформировались комплексы метаморфических ядер кордильерского типа. Неоген-четвертичное слэб-виндоу образовалось под Камчаткой после смены субдукционной границы на трансформную, которая маркируется неогеновыми турбидитами Тюшевского прогиба.

Ранее вулканические комплексы мезо-кайнозойских выделяемых трансформных континентальных окраин Дальнего Востока уже квалифицировались как не субдукционные, а рифтогенные (синсдвиговые) или внутриплитные. Для ранее амагматичных площадей характерны базальты с внутриплитовыми характеристиками. В тех случаях, когда развитию трансформных окраин предшествовала субдукция (Охотско-Чукотская и Восточно-Сихотэ-Алинская позднемеловые активные окраины), состав базальтов варьировал во времени от известково-щелочного (высокоглиноземистого) до внутриплитного (кайнозойские базальты ОЧВПП и ВСАВПП). Отсутствие в них ниобиевого минимума на спайдерграммах резко отличает их от надсубдукционных базальтов. Типоморфными для трансформных окраин являются высокоглиноземистые базальты. Им характерны высокие содержания щелочей, особенно калия, и большинства некогерентных элементов (Rb, Sr, Ba, Zr, Th, U), а также высокие значения K/Na, Ni/Co, LREE/HREE и LILE/HFSE, но низкие K/Rb отношения. Высокомагнезиальный состав низкокальциевых пироксенов свидетельствует о более высоких температурах кристаллизации, а высокие значения отношений Ti/V, Ba/La, Nb/La и ⁸⁷Sr/⁸⁶S, при сравнительно низком ¹⁴³Nd/¹⁴⁴Nd дают основание предполагать иной состав магматического источника по сравнению с типично субдукционными базальтами. Внутриплитовый тип базальтов мезо-кайнозойских трансформных границ плит Дальнего Востока отличается обогащенностью так называемыми субдукционными компонентами и характеризуется относительно высокими содержаниями глинозема, крупноионных литофилов (Rb, Ba, Sr), а в некоторых случаях - деплетированностью в отношении высокозарядных катионов (Ta, Nb). Кроме того, в этих случаях они связаны многочисленными переходами с высокоглиноземистыми магмами начального этапа вулканизма трансформной окраины [3, 12, 20, 26].

В целом для мезо-кайнозойских трансформных континентальных окраин Дальнего Востока характерен антидромный характер вулканизма. Большеобъемные толщи риолитов часто слагают основание структур растяжения и обычно приурочены к блокам домезозойской континентальной коры. В подчиненном количестве кислые вулканиты присутствуют в бимодальных сериях. И большеобъемные кислые вулканиты, и кислые вулканиты базальтсодержащих толщ рассматриваемых трансформных окраин обнаруживают базитовое (плюмовое) начало.

Формационные типы золотого оруденения и особенности его размещения

Разноранговость и разнородность нарушенности породных комплексов, проявившиеся при каждом из обсуждаемых выше геодинамических режимов, предопределили многообразие геолого-структурных условий золотоконцентрирования. Подчиняясь направленности и этапности становления, взаимодействия и, наконец, деструкции геотектонических единиц неодинаковой иерархичности, разнообразно проявившийся мезозойско-кайнозойский золотой рудогенез был полихронен. Наблюдаемый итоговый линейно-узловой мотив пространственного размещения более двухсот месторождений золота, вынесенных на рис. 5 и 6, в целом отвечает, по всей видимости, позиции мегазон тектонизации, проницаемых для флюидопотоков с разнопричинными последующим магматизмом, метаморфизмом и т.д. Золотонакопление на данной гетерогенной территории сопутствовало широкому кругу геологических процессов. Поэтому и очевидно разнообразие геолого-генетических моделей мезо-кайнозойских золотоносных систем. С ними корреспондируют несколько формационных типов оруденения. К ведущим формационным группам месторождений принадлежат золото- (сульфидно-, редкометально-)-кварцевая, золото-сульфидная (в том числе, "черносланцевая"), которые характерны для раннего и среднего мела, и золото-серебряная, прежде всего показательная для позднемелового-четвертичного времени.

Большинство из упоминаемых ниже месторождений освещены исследователями ряда академических и отраслевых институтов и геологами производственных организаций, материал которых привлечен нами для обобщений, затрагивающих в контексте данной статьи лишь отдельные черты размещения золотого оруденения, применительно к геодинамическим обстановкам низкого ранга. Это активизированные кратонные террейны и платформенный чехол, террейны пассивных окраин кратонов, турбидитовых бассейнов и аккреционных призм, а также перекрывающие вулканогенные и осадочные комплексы.

Золотое оруденение в геодинамически разнородных комплексах террейнов

Золотой рудогенез, хронологически весьма оторванный от формирования породных комплексов кратонных структур, был связан с процессами тектоно-магматической активизации, обусловленных развитием глобальных трансформных окраин.

Террейнам фундамента Северо-Азиатского кратона на Алдано-Становом щите (см. рис. 5) отвечают месторождения многочисленных золотых рудно-россыпных узлов, в том числе и платиноносных. Фиксируемое разнообразие оруденения обусловлено сложной соподчиненностью процессов позднеюрско-раннемеловой трансформной окраины, протекавших при неоднократной активизации краевой части кратона в виде сводово-глыбовых движений и мощного разноформационного магматизма (пояс раннемезозойских батолитов известково-щелочных гранитоидов и т.д.).

Рис. 5. Геодинамические комплексы трансформных границ литосферных плит и мезо-кайнозойские золоторудные месторождения

1 - архейские и протерозойские гранитно-метаморфические комплексы Северо-Азиатского кратона и кратонных террейнов; 2 - позднепалеозойско-раннемезозойские пассивные континентальные окраины Северо-Азиатского кратона и Чукотского террейна; 3 - турбидитовые и сланцевые террейны осадочных бассейнов трансформных границ континентальных литосферных плит; 4-7 - синсдвиговые вулкано-плутонические серии: 4 - юрские, 5 - ранне-позднемеловые, 6 - палеоген-неогеновые, 7 - плиоцен-раннечетвертичные; 8-9 - синсдвиговые гранитоиды трансформных границ литосферных плит и микроплит: 8 - юрские, 9 - раннемеловые (частично включая начало позднего мела); 10 - комплексы метаморфических (ядер кордильерского типа); 11-14 - золоторудные месторождения, упоминаемые в тексте: 11 - золото-серебряные, 12 - золото-(сульфидно-)-кварцевые (а) и ассоциирующие с гранитоидами золото-(редкометалльно-)-кварцевые (б), 13 - прочие; 14 - границы террейнов.

Месторождения: 1 - Бамское, 2 - Колчеданный Утес, 3 - Березитовое, 4 - Кировское, 5 - Лунное,

6 - Золотая Гора, 7 - Успенское, 8 - Холодникан, 9 - Порожистое, 10 - Смутное, 11 - Прогресс, 12 - Куранах, 13 - Лебединое, 14 - Кондер, 15 - Дуэт, 16 - Юр, 17 - Нежданинское, 18 - Майское, 19 - Дорожное, 20 - Утинское, 21 - Среднеканское, 22 - Эргелях, 23 - Бусугунья, 24 - Кючус, 25 - Глухое, 26 - Токур, 27 - Харга, 29 - Маломыр, 29 - Незаметненское, 30 - Корневое, 31 - Откосная площадь

Мезозойское золотое оруденение локализовано в метаморфитах и ультраметаморфитах (Колчеданный Утес, частично Бамское^{* и др}.) и апометаморфитах (объемных и локальных диафторитах в Верхне-Тимтонском, Сутамском и других районах), в допалеозойских гранитоидах (Бамское, Березитовое) и ультрамафитах, вблизи массивов или в самих массивах мезозойских гранитоидов (Кировское), а также в более поздних изверженных и осадочных породах.

В кварцево-жильных гидротермалитах иногда заметна роль карбонатов, а также полевых шпатов (Лунное, Золотая Гора). На ряде объектов, в том числе среди диафторитов, продуктивность во многом определяется золотоносностью наложенной сульфидной минерализации. При повышенной сульфидности руд (Колчеданный Утес, Успенское, Перевальное) отдельные месторождения вообще принадлежат к золото-полиметаллическому типу со своеобразными анортит- и гранатсодержащими метасоматитами (Березитовое). Наряду с ними проявлен золото-редкометалльно-кварцевый (Кировское, Холодникан), золото-серебряный с теллуром убогосульфидный (Бамское), золото-медно-молибденовый и иной характер минерализации. Интересны известные площади совмещающие золотую и платиновую специализацию, а также с некоторыми золотоносными железорудными образованиями и др. Отмечаются руды с повышенной ролью гипергенных минеральных комплексов (Притрассовое) или с наличием весьма сильно окисленных рудных зон (Золотая Гора).

На юге Приморья примером золотого оруденения в древних кристаллических породах служит крупный блок так называемых "сергеевских габброидов". В этих метаморфизованных и мигматизированных пара- и ортопородах раннемеловые золото-кварцевые проявления (Порожистое, Смутное, Прогресс и др.) тяготеют к зонам синсдвиговых тектонитов и гибридным гнейсовидным породам диорит-гранодиорит-гранитного состава и к ассимилирующими ими метагабброидам (П.Л. Неволин, В.В. Иванов, С.В. Коваленко 1998 г.).

В платформенном чехле юго-восточной окраины Сибирской платформы золотое оруденение "трассирует" различные звенья гигантской цепи магматических провинций многоэтапной юрско-меловой вулканоплутонической деятельности. Магматиты формировались в обстановке менявшегося тектонического режима трансформной континентальной окраины.

Рис. 6. Геодинамические комплексы субдукционных границ литосферных плит и мезо-кайнозойские золоторудные месторождения

1 - террейны аккреционных призм субдукционных границ континентальных литосферных плит и микроплит; 2 - островодужные террейны (аккреционные призмы и вулканические дуги, нерасчлененные); 3-6 - субдукционные вулканоплутонические пояса: 3 - юрские, 4 - позднемеловые, 5 - позднеэоцен-олигоценовые, 6 - неоген-четвертичные; 7-10 - золоторудные месторождения, упоминаемые в тексте: 7 - золото-серебряные, 8 - золото-(сульфидно-)-кварцевые (а) и ассоциирующие с гранитоидами золото-(редкометалльно-)-кварцевые (б), 9 - прочие; 10 - границы террейнов.

Месторождения: 32 - Урультун, 33 - Кысылга, 34 - Белая Гора, 35 - Бухтянское, 36 - Салют, 37 - Карамкен, 38 - Утесное, 39 - Эвенское, 40 - Дукат, 41 - Кегали, 42 - Юрьевское, 43 - Многовершинное, 44 - Агинское, 45 - Асачинское, 46 - Родниковое, 47 - Прасоловское, 48 - Майское-Дальнегорское, 49 - Озерновское, 50 - Ягодка, 51 - Хаканджа, 52 - Нявленга

Рудогенез проявился в различных частях этих крупных сводовых поднятий (долгоживущих магматических центров). На примере Кет-Капско-Юнской провинции показано (В.Ф. Полин, 1998 г.), что полиформационность и полифациальность гранитоидов субщелочной и щелочноземельной серий обусловлена множественностью и разноглубинностью очагов. Магматиты формировались в обстановке менявшегося тектонического режима трансформной континентальной окраины. Среди формационного разнообразия благороднометалльного оруденения наблюдается несколько минералого-геохимических типов, по-своему связанных с различными фациями юрско-меловых субщелочных и щелочных магматитов в платформенном чехле (В.В. Иванов, В.Ф. Полин и др., 1997 г.). Уже стали хрестоматийными куранахский и лебединский типы специфичных месторождений золота с элементами литолого-стратифицированности контроля.

Своеобразна и благороднометалльная нагрузка Кондерского щелочно-ультраосновного зонального массива, осложненного меловыми диоритами. Наряду с многовидовой платиноидной минерализацией оказалась также весьма разнообразной поздняя золото-медно-платиноидная минерализация, представленная серией редко встречаемых двух- и многокомпонентных природных сплавов Au, Ag, Cu, Pd и Pt (И.Я. Некрасов, В.В. Иванов, А.М. Ленников и др., 1994 г.).

Пассивная окраина кратона характеризуется золоторудными объектами нескольких рудных районов, приуроченных к терригенным породам карбона-перми (Огонекско-Бриндакитский рудный район) и мезозоя. На ряде из них эшелонированно и многоярусно развитые меж- и субпластовые кварцевые и сульфидно- кварцевые жилы конформны пликативным структурам углеродистых седиментолитов (Дуэт, Юр, Фин и др.). Подобное золото-(сульфидно)-кварцевое оруденение относят к метаморфогенно-гидротермальному или даже к осадочно-гидротермальному. Богатая благороднометалльная минерализация (в том числе, платиноидная) встречается также в крутых (золотое с серебром крупное Нежданинское месторождение) и в пологих, сопровождающих надвиги, зонах дробления. В целом состав их руд обычно сравнительно простой. Преобладающий кварц и сопровождаещие его карбонаты (анкерит, доломит и др.) содержат, чаще всего вкрапленно-гнездовые выделения пирита, арсенопирита, галенита, сфалерита и других халькогенидов (в том числе, иногда сульфосолей серебра). Наиболее сложный минеральный состав характерен для Нежданинского месторождения. Известны и золото-редкометалльно-кварцевые руды, ассоциирующие с гранитоидами.

Среди ряда золоторудных объектов в породных комплексах пассивной окраины Чукотского террейна отметим, прежде всего, охарактеризованное в ряде публикаций крупное Майское месторождение. Оно служит одним из эталонных объектов большеобъемного золото-сульфидного вкрапленно-прожилкового оруденения в черносланцевых породах.

Турбидитовые террейны палеотрансформных границ плит отличаются широким развитием мезотермальных месторождений, которые сопровождаются богатыми россыпями золота.

Так, для триас-юрских турбидитов широко известны разнообразные примеры месторождений Яно-Колымской складчатой области (Дорожное, Утинское, Среднеканское и др.), где в раннем мелу масштабно проявился и гранитоидный магматизм. Общая линейность размещения ранне- и среднемеловых гидротермальных месторождений во многом задана возобновлявшимися крупными дислокациями (в том числе сдвигами), которые контролировали также позицию многофазных плутонов и малых интрузий (штоков и даек).

При преобладающем размещении месторождений во флишоидных (в том числе углеродистых) толщах Верхоянского комплекса наблюдается и их нахождение в местах вскрытых (Верхнеколымский узел и др.) или невскрытых (Ат-Юряхско-Штурмовской, Среднеканский и другие узлы) эрозией батолитов, в сопровождаемых эти массивы сателлитовых штоках (Дорожное, Хангалас и др.), а также в различных дайках (Среднеканский узел), которые образуют свои поля.

Ведущими структурно-морфологическим типом рудных тел данных объектов являются секущие жилы (игуменовский тип). Встречаются прихотливые и согласные с микроскладками седиментолитов жилы (Ат-Юряхско-Штурмовской узел), системы лестничного (утинско-штурмовской тип), штокверкообразного и иного прожилкования. Местами характерны различного рода минерализованные зоны динамокластитов и т.д.

По составу оруденение в основном золото-(сульфидно-, карбонатно-)-кварцевое, реже золото-редкометалльно-кварцевое (Эргелях, Бусугунья и др.) со "сквозными" пиритом и арсенопиритом и с подчиненной висмутовой, теллуровой и иной минерализацией. Иногда золотым рудам присущ серебряный профиль. Появились также сообщения о платиноностности некоторых золото-кварцевых объектов, но платиновые минералы не установлены. Встречается также прожилково-вкрапленное золото-сульфидное оруденение (ртутьсодержащее крупное месторождение Кючус).

В террейнах меловых турбидитов давно известны мезотермальные месторождения золота в Нижнем Приамурье (Бекчи-Ульский, Херпучинский, Тахтинский и другие рудно-россыпные узлы). Их золото-сульфидно-кварцевая прожилково-вкрапленная и жильная минерализация локализована среди песчаников и алевролитов, в экзо- и эндоконтактах меловых даек и штоков диорит-андезитового и гранодиорит-дацитового состава.

В меловых терригенных толщах Сихотэ-Алиня выявлено (А.Е. Шелехов и др., 1994 г.) большеобъемное оруденение (рис. 7). Эти продуктивные образования месторождения Глухого (бассейн р. Колумбе) представляют собой гидротермально измененные и дислокационно метаморфизованные углеродсодержащие апоалевролиты с наложенным золото-арсенопирит-пирит-карбонат-кварцевым минеральным комплексом. Слабая распространенность жильной минерализации указывает, что вскрыт достаточно глубокий уровень развития оруденения, которое специфично именно золото-сульфидной прожилково-вкрапленной минерализацией. Среди платиноидов в рассматриваемых золотых рудах пока аналитически зафиксирована только Pt. Вещественное своеобразие данных руд (в том числе, по набору второстепенных и редких минералов) сближает его с другими представителями "черносланцевого" типа. Это: развитие повышенных количеств золотоносных арсенопирита и пирита, наличие кроме золото-серебряных сплавов (пробность 508-943) разнообразных самородных элементов (железо с иоцитовыми и магнетитовыми фазами, олово-свинцовые срастания, углерод), присутствие касситерита и шеелита (В.В. Иванов, А.Е. Шелехов и др., 1997 г.).

Аккреционные призмы характеризуются локализацией золоторудных месторождений в разнородных породных комплексах нескольких районов региона.

В Монголо-Охотской складчатой области, это известный Салемджино-Кербинский золотоносный пояс на площади палеозойской аккреционной призмы, где золото-кварцевое жильное оруденение тяготеет к определенным уровням разреза стратифицированных толщ. Так, золото-кварцевые объекты с мелким золотом низкой и средней пробы (Токур и др.) локализованы в переходной зоне метаалевролитовых и песчано-глинистых флишоидных толщ, а золото-редкометалльно-кварцевые (Харга) и золото-кварцевые руды с более крупным и более высокопробным золотом - в метаморфизованном субдукционном меланже (олистростроме).

Рис. 7. Геологическая схема золоторудного месторождения Глухого

1 - четвертичные отложения; 2 - готерив-барремские алевролиты, песчаники и аргиллиты;

3 - готерив-барремские алевролиты, глинистые сланцы и песчаники; 4 - валанжинские алевролиты, аргиллиты и глинистые сланцы; 5 - позднемеловые диориты; 6 - геологические границы; 7 - разломы; 8 - элементы залегания кварцевых жил; 9 - рудные тела (кварцевые жилы) и их номера; 10 - ореолы золота (свыше 0.5 г/т)

Последний сложен сланцами (слюдистыми с гранатом, графитовыми и др.) и метапесчаниками по матриксу, а также зелеными сланцами, мраморами и кварцитами по метабазальтам, кремням и известняками включений океанической коры. В целом же оруденение контролируется зонами крупных разломов. При этом многие месторождения приурочены к различным элементам [13] куполовидных антиклинальных структур (Челогорской, Сагурской, Правобуреинской и др.) и метаморфических ядер. Наряду с различного рода зонами прожилкования и крутопадающими секущими жилами, иногда превалируют межпластовые залежи брекчиевидного сложения (на кварцевом цементе). На некоторых месторождениях (Маломыр) оруденение представлено собственно золото-арсенопирит-пиритовой прожилково-вкрапленной минерализацией.

В Сихотэ-Алинской складчатой области для юрской аккреционной призмы (Самаркинский террейн) к типовым принадлежит кварцево-жильное золото-вольфрамовое месторождение в меловом штока гранитоидов (Незаметнинское), золото-сульфидная прожилково-вкрапленная минерализация в протяженных зонах дробления (Корневое), морфологически разнообразная (в том числе, локально конформная микроскладкам толщи) прожилково-жильная золото-кварцевая минерализация в динамометаморфизованных туфогенно-терригенных олистостромовых образованиях (Откосная площадь) и др.

Золото-серебряное оруденение вулканогенов

Для вулканогенно-гидротермальных рудоносных систем, в отличие от рассмотренных выше, обычно характерна парагенетическая связь магматизма и эпитермального Au-Ag оруденения. Сложностью взаимосвязей тектонических и магматических структурообразующих факторов разного масштаба задана многовариантностью вулканотектонических и вулканоплутонических иерархически соподчиненных моделей. Они включают различные пространственно-временные парагенезисы, в том числе и структурно контрастные элементы (кольцевые и линейные, негативные и позитивные и т.д.).

Оруденение золото-серебряной рудноформационной группы было сформировано в условиях малых глубин.

Породные комплексы рудоносных магматогенно-тектонических структур представлены в различных сочетаниях эффузивно-пирокластическими, вулканогенно-терригенными и специфичными вулканогенно-осадочными накоплениями (вплоть до гидрогенных внутрикальдерных озерных), прорванных экструзивными, субвулканическими телами и дайками средне-основного, умеренно-кислого и кислого состава разной щелочности, а в некоторых случаях и осложненные внедрением гранитоидных плутонов.

По Au/Ag отношению настоящие руды подразделяется на существенно золотой (с серебром), серебро-золотой, золото-серебряный и существенно серебряный (с золотом) геохимические типы. С золотым и серебро-золотым типами совпадает теллуровая ветвь оруденения, а с золото-серебряным и серебряным - селеновая. Первая ветвь ассоциирует со среднеосновными, фемическими (базальтоидными, андезитоидными) магматитами, а вторая - с породами умереннокислого, салического (риолитоидного) профиля [30].

Субдукционные окраинно-континентальные и островодужные ВПП показательны широким развитием классического эпитермального оруденения золото-серебряной формационной группы. По отношению к структурам фундамента магматические пояса располагается резко несогласно. В них объединены разнотипные линейно-блоковые и кольцевые осесимметричные магматогенно-тектоногенные структуры разного порядка. Формирование поясов было дискретным с определенной направленностью развития состава и форм проявления среднего-кислого магматизма на каждом из этапов.

Для окраинно-континентальных ВПП эволюция вулканизма в целом носила антидромный характер с постепенным затуханием кислого и усилением среднего - основного вулканизма. Для этих вулканогенов, наряду с направленной вертикальной изменчивостью состава магматических продуктов, фациальных форм их проявления, не менее характерно также скольжение процессов вулканизма по латерали. Различные отрезки ВПП неодинаковы по соподчиненности разноформационых и разнофацильных вулканогенных и плутоногенных образований различных этапов становления поясов, выходов пород основания поясов и т.д.

Предшественниками показана приуроченность оруденения к магматитам определенной формационной принадлежности и определенного этапа становления поясов. Например, многие Au-Ag объекты ОЧВПП ассоциируют с породами среднего этапа - магматитами трахидацит-трахириолит-аляскитовой формации, которые принадлежат в сильно разобщенных рудовмещающих вулканотектонических сооружениях к самостоятельным вулканическим свитам с их комагматами (В.Ф. Полин, В.В. Иванов и др., 1997 г.). В Центрально-Камчатском вулканическом поясе золото-теллуридное оруденение приурочено к магматитам андезито-базальтовой формации. В Восточно-Камчатском поясе Au-Ag оруденение ассоциирует с базальт-андезит-риолитовый (габбро-диорит-гранодиоритовый) формацией.

Согласно аргон-аргонового датирования [11, 34], в ОЧВПП формирование многочисленных Au-Ag месторождений (Карамкен, Утесное, Эвенское, Дукат, Кегали и др.) широкомасштабно прокатилось по поясу как кампанская вспышка в рамках растянутого от сантона (Юрьевское) до маастрихта хронологического спектра рудных событий (85- 70 млн лет). Финальный датский эпизод постаккреционного оруденения (Многовершинное) характерен для несколько более молодого ВСАВПП. Такая сближенность во времени разобщенных тысячами километров рудных объектов, золотонакопление которых венчает рубеж завершения субдукционной стадии становления вулканогенов, - признак ведущей роли глубинных процессов в эволюции металлоносных вулканотектонических структур.

По мере омоложения в восточном направлении окраинно-континентальных и островодужных ВПП, золото-серебряное оруденение смещалось вслед за последовательным становлением вулканических поясов Курило-Камчатского региона (позднемиоценовое Агинское; плиоцен-плейстоценовые Асачинское и Родниковое; плейстоценовое Прасоловское). Примечательно нахождение "юного" оруденения в вулканоструктурах, характерных и современными гидротермальными системами.

Определяющую роль в локализации и строении металлоносных гидротермальных систем в магматогенно-тектонических постройках играли дизъюнктивы различной природы, центры эруптивных явлений, инъективные магматические тела (основные и сателлитные), подвижные периферические части депрессий, граничные места сопряжения структурных форм в верхнем этаже и в фундаменте. Известен контроль оруденения дайками (Майское-Дальнегорское, Озерновское и др.), локализация в интрузивах (Ягодка) и частичное размещение в кровле обнажающихся гранитоидных массивов. Примером последнего могут служить некоторые участки Прасоловского рудного поля, специфичного в целом размещением оруденения в различных геолого-структурных условиях (рис. 8), что обусловило наличие широкого спектра геохимических (Au-Ag-Te-Se, Au-Sn и др.) и минеральных ассоциаций, в том числе и сильную вариацию характеристик самородного золота [6].

Рис. 8. Схема геологического строения рудоносной Прасоловско-Северянкинской магмо-тектонической структуры (о. Кунашир) [по материалам В.Я. Данченко и др.]

1-2 - четвертичные образования:1 - флювиальные, 2 - базальты и андезиты; 3-5 - плиоценовые образования: 3 - туфоконгломераты и туффиты, 4 - туфы и лавы андезитов и базальтов, 5 - экструзивно-субвулканические андезиты и базальты; 6-17 - позднемиоцен-плиоценовые образования: 6 - туфогенные гравеллиты, песчаники, алевролиты и диатомиты, 7 - туфы риолитов и дацитов, 8 - туфы андезитов, 9 - агломераты и лавы риолитов, 10 - агломераты и лавы дацитов, 11 - лавовые брекчии риолитов, 12 - лавовые брекчии дацитов, 13 - эструзивно-субвулканические риолиты, 14 - экструзивно-субвулканические дациты, 15 - экструзивно-субвулканические андезиты, 16 - габбродиориты, кварцевых диориты и гранодиориты, 17 - дайки различного состава; 18-23 - миоценовые (?) образования: 18 - туфогенные песчаники, алевролиты и аргиллиты, 19 - туфы и лавы андезитов и базальтов, 20 - туфы и лавы дацитов и риолитов, 21 - эструзивно-субвулканические андезиты, 22 - экструзивно-субвулканические дациты и риолиты, 23 - габбро, диориты и плагиограниты; 24 - разломы; установленные (а), предполагаемые (б), перекрываемые (в); 25 - контакты между разновозрастными геологическими образованиями: установленные (а), предполагаемые (б), контакты между одновременными фациями (в); 26 - элементы залегания разрывов (а), поверхностей напластования (б) и лавовых потоков (в); 27 - кварцевые жилы и жильные рои; 28 - точки минерализации

Рудные тела вулканогенно-гидротермальных месторождений - секреционные и метасоматические жилы разной мощности и протяженности, зоны линейных прожилков, штокверки и др. Они сопровождаются обширными полями и узкими зонами гидротермально измененных пород. Cеребро- и золотоносность полостных (жил и прожилков) и метасоматических гидротермалитов неоднотипного сложения определяется взаимосвязью различных причин, которая преломляется через конкретные геологические условия ее проявления.

К особенностям Au-Ag руд относится большое видовое разнообразие минералов и скудность их тонковкрапленных выделений. Доминирует кварц, определяющий яркое многообразие структурно-текстурных рисунков прожилково-жильных образований. При этом есть случаи, когда в ритмично-полосчатых жилах кальцитом представлены мономинеральные слои (Родниковое, Прасоловское и др.). Родохрозит и марганцовистый кальцит установлены на разнотипных месторождениях (Хаканджа, Многовершинное, Дукат). Там, где карбонатсодержащие руды испытали "вклинивание" поздних интрузивных фаз гранитоидов, встречается скарноидные минеральные парагенезисы (Многовершинное, Нявленга, Дукат).

Руды, как правило, убогосульфидные, но спектр рудных минералов весьма широкий. Основными являются золото-аргентитовый, золото-сульфосольный, золото-селенидно-сульфосольный, золотой, золото-теллурудный и теллуридный минеральные типы руд.

К вулканогенам мезозойских трансформных геодинамических обстановок (см. рис. 3) относится эпитермальное (золото)-серебряное оруденение в позднеюрских магматитах дацит-риолитовой формации некоторых вулканических зон Уяндино-Ясачненского ВПП (Урультун) с сурьмяной, мышьяковой, висмут-теллуровой и фтористой минерализацией. В зоне данного пояса встречается Au-Ag минерализация и среди терригенных толщ юры (Кысылга).

Для кайнозойского рудогенеза, который протекал на фоне трансформного геодинамического режима, специфичного магматизмом контрастных базальт-липаритовых серий, типовым объектами служат мелкие Au-Ag месторождения северного (Белая Гора и Бухтянское) и центрального (Салют) частей Восточно-Сихотэ-Алинского ВПП. Они размещены в отрицательных локальных ВТС, сложенных основными эффузивами раннего и позднего, а также разнофациальными кремнекислыми вулканитами среднего комплексов. Примечательно, что кремнекислым породам, с которыми парагенетически связано оруденение, северного и центрального отрезков ВСАВПП свойственна соответственно натриево-хлоридная и калиево-фторидная флюидная специализация (В.В. Иванов, Ю.А. Мартынов, 1988 г.). Для этих пород характерны безкалишпатовые парагенезисы, повышенная глиноземистость и магнезиальность темноцветных минералов, а также относительно высокое содержание золота. Руды довольно просты по составу и относятся к золото-аргентитовому и золото-аргентит-сульфоантимонитовому типам. Радиологический возраст руд варьирует от 38,2 до 44,4 млн лет.