Добрецов Николай Леонтьевич , родился 15 января 1936 года, окончил Ленинградский Горный институт, доктор геолого-минералогических наук, профессор, действительный член Российской Академии наук, Лауреат Ленинской премии. Директор Объединенного института геологии, геофизики и минералогии Сибирского отделения РАН. Специалист в области проблем петрологии метаморфических пород и метаморфогенного рудообразования, глобальных процессов магматизма и метаморфизма, тектоники и глубинной геодинамики. Автор более 300 научных публикаций, в том числе 15 монографий. Среди них: "Фации метаморфизма" (1970), "Глаукофансланцевые и эклогит-глаукофансланцевые комплексы СССР" (1974), "Введение в глобальную петрологию" (1980), "Структурно-минералогические критерии метаморфогенного рудообразования" (1987), "глубинная геодинамика" (1994).

Н.Л. Добрецов

РУДООБРАЗОВАНИЕ И ГЛОБАЛЬНЫЕ ГЕОЛОГИЧЕСКИЕ ПРОЦЕССЫ: ЭВОЛЮЦИЯ И ПРОБЛЕМЫ ПЕРИОДИЧНОСТИ

Введение
В своих классических работах, в частности в докладе на Московском геологическом конгрессе, В. И. Смирнов (1984) сформулировал три основные особенности процессов рудообразования, составившие ядро исторической металлогении:
1) направленный характер эволюции; 2) циклическая повторяемость; 3) полигенность оруденения. Первые два положения В. И. Смирнов (1984, стр.9) формулировал следующим образом:
1) "Поскольку на ранних стадиях геологической истории преобладал базальтовый магматизм, а на поздних - гранитоидный, эндогенные рудные месторождения базальтоидной серии превалируют в древнейшей истории земной коры, а гранитоидные -на новейших ее этапах". 2) "Применительно к циклической повторяемости магматизма, закономерно повторялось формирование плутоногенных и вулканогенных базальтоидных и гранитоидных серий и связанных с ними эндогенных рудных образований, позволяющие выделять последовательные этапы их возникновения, идентичные по генетическому облику, но отличные по масштабам проявления". Третье положение - полигенность определяет длительность и сопряженность разных процессов в истории формирования крупных и уникальных месторождений. Без их расшифровки невозможно правильно оценить направленный характер и цикличность процессов рудообразования (Щеглов, 1994).
В настоящей статье автор попытался расшифровать эти три положения на примере крупнейших колчеданных, золоторудных и медно-молибденовых месторождений юга Сибири и Монголии, используя в том числе последние результаты изотопных исследований, и сопоставить полученные результаты с развиваемыми автором идеями необратимой эволюции и правильной периодичности эндогенных геологических процессов (Добрецов, 1981,Добрецов, 1994 а, б; Dobretsovet al., 1987).

Колчеданные месторождения
В качестве примера будет рассмотрена Холоднинское месторождение Северного Прибайкалья. С ним сопоставлены месторождения Енисейского кряжа и других регионов.
Холоднинское месторождение является одним их крупнейших в мире, сопоставимых по масштабу с такими уникальными месторождениями, как Салливан в Канаде, Маунт-Айза и Брокен-Хилл в Австралии. Все названные месторождения расположены в глубоко метаморфизованных толщах докембрия и являются полигенными. В составе и строении руд в разной мере сочетаются процессы первичного гидротермально-осадочного рудоотложения, деформации и переотложения руд в период регионального метаморфизма. Эти два процесса признают практически все исследователи Холоднинского месторождения, но долю переотложенных руд оценивают по разному - от 10% (Дистанов и др., 1982) до 40% (Тарасова и др., 1981; Добрецов и др., 1987).
На рис.1 показана принципиальная схема формирования глубокометаморфизованных колчеданных залежей на примере Холоднинского месторождения. Схема построена Г. В. Ручкиным (1984). но принципиально согласуется с построениями автора (Добрецов и др., 1987). На первом этапе формируются первичные гидротермально-осадочные пластовые колчеданные залежи, вероятно в условиях окраинного моря, судя по составу рудовмещающей толщи. На втором этапе прогрессивного метаморфизма происходит перекристаллизация и деформация рудных тел с частичным "перетеканием" рудного вещества в замки складок и формированием около них вкрапленной пирит-прирротиновой минерализации. На третьем этапе ранней регрессивной стадии формируются околорудные метасоматиты, связанные с кислотным выщелачиванием, и происходит частичная мобилизация рудного вещества, сопряженная с зонами кислотного выщелачивания. На четвертом этапе - поздней низкотемпературной стадии формируется главная часть разломов, вмещающих рудные тела, и формируются приразломные метасоматиты (хлоритовые, кварц-карбонатные и другие), не сопровождаемые заметным переотложением рудного вещества.
Как видим, главное значение в метаморфогенном происхождении части руд играет ранняя регрессивная стадия, с которой связаны околорудные метасоматиты кислотной стадии (Добрецов и др., Bushmin, 1990). Прямым доказательством генетической связи этих метасоматитов с переотложением руд в ходе регрессивной стадии регионального метаморфизма является наличие в составе этих метасоматитов Zn-ставроилта и Zn-шпинели (гранита). На рис.2А показаны пределы колебаний Zn и их связь с содержанием Zn в породах, т.е. фактически с содержанием сфалерита в метасоматитах и рудах, что вместе с корреляцией их железистости доказывает равновесие гп-ставвролит+7п-шпинель+сфалерит. По соотношению магнезильности сосуществующих ставролита и граната температура образования метасоматитов оценивается 570-500╟С (рис. 2Б), по сравнению с оценкой прогрессивного этапа рудовмещающих толщ 600-650╟С (Добрецов и др., 1987), что характерно для околорудных метасоматитов ранней регрессивной стадии (Bushmin, 1990).
Изучение керна скважин, шлифов и штуфов показывает, что практически все рудные минералы перекристаллизованы и в той или иной мере переотложены. Другое дело, что это переотложение , как правило, не выходит за пределы рудовмещающей пачки, за исключением части метасоматитов и связанных с ними сульфидно-кварцевых линз и жил. Именно эта ситуация отражена в изотопном составе свинцов, детально изученных в последние годы Л. А. Неймарком и др. (1991, 1994) и показанных на рис.3 Большая часть свинцов из галенитов (14 и 19) пиритов (3 и 5) обнаруживают очень гомогенный состав и соответствуют модельному возрасту 730-749 млн. лет; часть дат более "древние" (5 галенитов, 752-765 млн. лет), а два пирита более "молодые" (720 млн. лет). Менее метаморфизованные породы из рудопроявлений Ондоко и Рыбачье (в доломитах), а также Овгол (в черных сланцах) содержит менее гомогенные и более "древние" свинцы в галенитах с модельным возрастом 755-815 млн. лет, а ряд жильных рудопроявлений Олокитской зоны (Лосиное, Малыгинское, из жил гранитов в Овголе) характеризуется более радиогенным изотопным составом свинца с модельным возрастом 660-577 млн. лет или более молодым (два определения 337-379 млн. лет). Граница около 750 млн. лет очень важная, так как этот возраст (740-750 млн. лет) имеет Довыренская габбро-перидотитовая расслоенная интрузия, одна из пластовых залежей которых находится в Холоднинском рудном поле, метаморфизована и пересекается зонами метасоматитов и наложенного оруденения (Конников и др., 1994). Таким образом, свинцы с модельным возрастом 755-815 млн. лет (в среднем около 795 млн. лет) могут характеризовать условия первичного гидротермально-осадочного рудообразования (они сохранились в основном за пределами Холоднинского месторождения). Единственные вулканиты, с которыми можно сопоставить первичные руды Холоднинского месторождения, является дифференцированная падринская серия с возрастом около 765 млн. лет (Конников и др.,, 1994). Гомогенные свинцы с модельным возрастом 730-749 млн. лет (в среднем 736 млн. лет) характеризуют скорее всего возраст метаморфизма, перекристаллизации и переотложения. Более молодые даты (около 720и 660-577 млн. лет) соответствуют более поздним этапам регионального метаморфизма и гранитного магматизма, который устанавливается по "усредненной" Rb-Sr изохроне 700 млн.лет из метапелитов рудовмещающей толщи и Sm-Nd изохроне 620+80 млн. лет из гранатовых амфиболитов (метагаббро довыренского комплекса) (Неймарк и др., 1991). Таким образом, формирование полигенной группы месторождений Олокитской зоны Северного Прибайкалья охватило длительный интервал времени 795-620 (815-575) млн. лет.
Модельный возраст Rb-месторождений Енисейского кряжа (Горевское, Морянихинско-Меркурихинское ) оказывается (рис.3) более древним (860-980 млн.лет, Неймарк и др., 1994). По геологическим данным эти месторождения сформировались около 1000 млн. лет и приурочены к типичным структурам Гренвильского этапа. Они начали формироваться с Исаковских офиолитов в возрастом около 1260 млн. лет и завершились зональным метаморфизмом и внедрением гранитов с возрастом 925-950 млн. лет как раз в то время, когда начали формироваться офиолиты и ранние островодужные вулканиты Северного Прибайкалья, принадлежащие к позднерифейскому Палео-Азиатскому океану (Конников и др., 1994). Сопоставление истории развития гренвильских структур Енисейского кряжа и байкальских структур Северного Прибайкалья и локализованных в них колчеданных месторождений показано на рис.4 (Dobretsov et., 1995).
В целом точки изотопного состава Rb Сибирских колчеданных месторождений заполняют пробел между более древними месторождениями Австралии (Брокен-Хилл, Маунт-Айза - около 1500 млн.лет), Канады (Салливан, Балмат - 1300-1100 млн.лет) и фанерозойскими месторождениями Кэптенс-Флет. Холе Пик, Куроко и др. Все эти точки расположены на кривой "орогена" (рис.3) и по модели "плюмботектоники" (Zartman, Doe. 1981), обусловлены эффективным смешением свинцов из разных источников, например, в процессе субдукции океанической коры.
Такое происхождение несомненно для вышеназванных фанерозойских месторождений (Zartman, Doe, 1981), но вызывает сомнение для месторождений Сибири (Неймарк и др., 1994). Но по нашей интерпретации они формировались в типичных за дуговых бассейнах с явным влиянием процессов субдукции (Dobretsov et al., 1995).
Главное отличие от современных активных окраин заключается в том, что позднерифейские за дуговые бассейны были очень обширными, в них формировались и относительно глубоководные черносланцевые фации, примыкающие к островной дуге, и мелководные карбонатные осадки части примыкающего кратона. Эта ситуация ближе всего к современным обстановкам Желтого и Южно-Китайского морей.
Общая эволюция колчеданного оруденения в докембрии иллюстрируется рис. 4 (Ручкин, 1990). В раннем докембрии (древнее 1900 млн. лет) преобладало медно-колчеданное и медно-никелевое оруденение в зеленокаменных поясах. Затем после формирования группы промежуточных месторождений в интервале 1900-1700 млн. лет, образуется в интервале 1700-900 млн. лет группа колчеданно-полиметаллических месторождений в терригенных геосинклинальных бассейнах и ассоциирующих авлакогенах и эпикратонных бассейнах, которые мы объединили как обширные за дуговые бассейны. И интервале 900-570 млн. лет преобладают, по интерпретации Г. В. Ручкина (1984), карбонатные и карбонатно-терригенные бассейны, в которых формируется колчеданно-полиметаллическое и свинцовое оруденение. Рубеж 1700 млн. лет отмечен появлением первых эвапоритов, красноцветов и щелочных магматических пород, вероятно начала современной -тектоники плит, исчезновением коматиитов и крупных расслоенных габбро-перидотитовых плутонов (Добрецов, 1981). Рубеж 900-1000 млн. лет - начало открытие Палео-Азиатского океана и Палео-Пацифики (Dobretsov et al., 1995), время накопления максимальных концентраций фтора в земной коре (Ручкин, 1984).
В фанерозое, начиная с 520-570 млн. лет, колчеданные месторождения формируются в основном в вулканических поясах субдукционного генезиса (Урал, Рудный Алтай, Австралия, Япония и др.,).
Несмотря на дискуссионность некоторых оценок на рис.4, общая эволюция стратиформных колчеданных месторождений не вызывает сомнения. Менее ярко выражена в докембрии периодичность процессов оруденения. Можно лишь наметить "импульсы" оруденения в зеленокаменных поясах 3300, 2700, 2300, 2100, 1900 млн. лет (в среднем через 200 млн. лет). Рубежи 3300 и 2500 млн. лет отмечались как наиболее важные В. И. Смирнов (1984). В терригенных и карбонатно-терригенных бассейнах "импульсы" оруденения как видно на рис.3 и 4, датируются около 1700, 1520 и 1400 млн. лет (Австралия), 1320-1140 млн. лет (Канада), 1020-860 млн. лет (Енисейский кряж), 800-620 млн. лет (Северное Прибайкалье). Преобладающие интервалы между этими цифрами 180 млн. лет, иногда 120 и 60 млн. лет.

Золоторудные месторождения
Важным примером сложных полигенных месторождений золота является Зун-Холбинское, а также другие месторождения Урик-Китойской зоны в Восточном Саяне (Добрецов и др., 1989;Zhmodik et al., 1993). В Зун-Холбинском месторождении сочетаются ранние стратиформные золото-колчеданные залежи, сложенные массивными и прожилково-вкрапленными полосчатыми рудами в метаморфизованных карбонатно-черносланцевых осадках, сходные по строению и облику с Холоднинскими, и более поздние колчеданно-золото-полиметаллические прожилково-вкрапленные и кварц-сульфидные линзово-жильные руды, сочетающиеся с зонами березитизации во вмещающих породах. Последние близки по возрасту с ордовикскими гранитоидами сумсунурского (холбинского) комплекса. Ранние руды являются докембрийскими. Всего выделяются пять главных морфологических типов руд.
Их сочетание обуславливает уникальную изменчивость состава золота (рис.5). , Было исследовано 2300 золотин из 3 образцов (Zhmodik et al., 1993). Большинство из них содержит Аи в пределах 87-40% и соответственно Ag 7-60%, но встречается и высокопробное золото (Аи>90%), и самородное серебро. Распределение золота в рудах и минералах обнаруживает многовершинность, соответствующую разным стадиям и условиям минералообразования (рис.5).
Наиболее простое распределение форм и состава золотин в кварце, где главный максимум соответствует 80% Au и два дополнительных максимума 65 и 50% Au. Главная масса золотин, включенная в пирит или расположенная на поверхности, или в трещинах в пирите, обнаруживает максимумы 95%, 75-80%, около 70, 65% и 50% Au. Наконец, более редкие включения золотин а галените обнаруживают наибольшее число максимумов (до 9), в том числе 0-5%, 20-25%, около 30%, 40%, 50%, 60%, 67:, 80% Au. Примесь Си устанавливается в золотинах из всех трех минералов. В некоторых золотинах устанавливаются повышенные содержания Hg, Те, Pd (Теплов, Карманов, 1980; Zhmodik et al., 1993).
В то же время изотопный состав РЬ в галенитах и пиритах Зун-Холбинского месторождения обнаруживает высокую гомогенность, сопоставимую в таковых Холоднинского стратифор много месторождения (рис.6). На месторождении Барун-Холба, расположенном в докембрийских гранито-гнейсах Гарганской глыбы, изотопный состав свинцов более радиогенный, близок к составу свинцов из полевых шпатов гранито-гнейсов и частично перекрывается с изотопным составом свинцов галенитов из рудопроявлений в осадочных породах (поле С на рис.6). Свинцы галенитов из месторождения Хурай-Жалга, приуроченного к контакту с доломитами, располагаются на продолжении "поля С".
Свинцы из рудопроявлений, расположенных в гранитах Сумсунурского комплекса (поле В на рис.6), смещены по направлению к изотопному составу свинцов из полевых шпатов сумсунурского комплекса. Таким образом, изотопный состав изотопному составу свинцов из полевых шпатов сумсунурского комплекса свинцов из галенитов и пиритов золоторудных месторождений Урик-Китойской зоны Восточного Саяна показывает мобилизацию и смешение разных источников рудообразующих флюидов: 1) из осадочных пород (гидротермально-осадочных, как в Холоднинском месторождении); 2) из гнейсо-гранитов Гарганской глыбы; 3) рудоносных флюидов, отделявшихся от гранитоидов Сумсунурского комплекса субдукционного характера. Вероятное влияние оказали также офиолиты и базитовые дайки (Zhmodik et al., 1993; Конников и др., 1944). Поэтому здесь невозможно использовать модельный возраст "Плюмботектоники" (Zartman, Doe 1981). Только наиболее радиогенные свинцы из галенитов в осадочных толщах (правый верхний угол "поля С" на рис.5) близки к возрасту вмещающих толщ (600-800 млн. лет) по геологическим данным. Остальные свинцы из рудопроявлений в осадочных толщах, а также из месторождения Зун-Холба, Барун-Холба "удревнены" по своему изотопному составу (рис.7). Попытка построить суммарную РЬ+РЬ изохрону (Неймарк и др., 1995) показывает, что полученная линейная зависимость пересекает кривую эволюцию изотопного состава свинца в точках около 450 млн. лет (верхнее пересечение) и около 2750 млн. лет (нижнее пересечение). Дата около 450 млн. лет близка к возрасту гранитов сумсунурского возраста (450-480 млн. лет, U-Pb метод по циркону и сфену; Неймарк и др., 1995) и последней золото-полиметаллической стадии оруденения, сопровождаемой березитизацией. Древний возраст, вероятно, соответствует возрасту протолита гнейсов Гарганской глыбы (Добрецов и др., 1989). В то же время основные этапы оруденения укладываются, вероятнее всего, в интервале 650-450 млн. лет.
Наблюдаемые соотношения изотопов РЬ в галенитах и полевых шпатах вмещающих пород характерны для "Омоложения кратонов" и микроконтиненттов (Zartman, Doe, 1981; Зартман, 1984), переработанных поздними геологическими процессами, в том числе золоторудных месторождений и рудопроявлений Байкальской складчатой области, в частности для месторождений и рудопроявлений Байкальской складчатой области, в частности для месторождения Сухой Лог (Рундквист, 1995), начавших формирование на ранних стадиях месторождений Алтае-Саянской области. В обоих случаях было сформировано окончательно в герцинскую эпоху. Изотопный состав рудных свинцов из разновозрастных месторождений юга Сибири (Punn, 1984) образует три поля с модельным возрастом около 1,8; 1,0-1,3 млрд. лет и около 450-600 млн. лет, однако эти поля полностью перекрываются изотопным составом свинцов из Урик-Китойской золоторудной зоны.
Эволюцию и периодичность формирования золоторудных месторождений пытались оценить многие авторы (например, Саттран, 1984), но вследствие полигенности и трудностей оценки возраста продуктивной стадии закономерности выявляются с трудом. По сводке В.Саттрана (1984) с учетом докладов А. Д. Шеглова (1994) и Д. В. Рундквиста (1995) выявляются четыре главных эпохи золотооруденения в раннем докембрии 1) около 3 млрд. лет - золотоносные конгломераты группы Мозаан (Наталь) и Питерсбург (Трансвааль), золотоносные зеленокаменные пояса Канады (Йеллоунайор, Тимминс); 2) около 2,4-2,6 млрд. лет -золотоносные конгломераты Витватерсранда (Африка), Калар (Индия), зеленокаменные пояса Абитиби (Канада), Калгурли (Австралия); 3) около 2,2 млрд. лет - конгломераты Блек Риф (Трансвааль), Гуронской формации (Канада), зеленокаменный пояс Биррим (западная Африка) и другие; 4) около 1,8 млрд. лет - золотоносные конгломераты Таркви и Бинкет (Гана). Перерыв в золотоносной минерализации между 1800 и 800-600 млн. лет заполнен сейчас золоторудными месторождениями Енисейского кряжа (около 1,0-1,1 млрд. лет), с которыми совпадают оловоносные Кибарийские граниты и пегматиты в Африке (Саттран, 1984). Эпоха 600-800 млн. лет - одна из важнейших для золотооруденения в черносланцевых толщах, проявленная, в частности, в обрамлении Сибирской платформы. Наконец, период 450-400 млн. лет важен для формирования и золоторудных месторождений в Алтае-Саянской области, Урале, Австралии, Аппалачах, и оловорудных в Англии (Корнуолл), Австралии (Тасманский пояс) и других регионах (Саттран, 1984).

Медно-порфировые и медно-молибден-порфировые месторождения
Медно-порфировые месторождения являются типичными представителем фанерозойских рудных поясов, сформировавшихся в обстановке активных окраин (Кривцов, Мигачев, Попов, 1986;Титли, Бин,1984).
Докембрийские медно-порфировые месторождения практически отсутствуют. Палеозойские считались редкими, но в последнее время выявлено и продатировано большое число медно-порфировых месторождений палеозойского возраста в Казахстане, Южной Сибири и Монголии (Сотников и др., 1995 а, б).
Возраст этих месторождений в фанерозойскую эпоху характеризуется правильной периодичностью (рис.7). Наиболее ярко выражены кайнозойские и позднемеловые максимумы 2-5, 30, 60 и 110 млн. лет медно-порфировые оруденения в Тихоокеанском обрамлении и Карибском бассейне. На Аляске и Канадских Кордильерах хорошо проявлены мезозойские максимумы 150, 180 и 205 млн. лет (рис.8). Наконец, в Австралии и структурах Палео-Азиатского океана выявлены палеозойские "Ритмы", лишь частично отражённые на рис.8 и иллюстрируемые ниже рис.9; В них проявлены возрастные пики 220, 250, 280, 330, 440, 480 млн. лет. Эти максимумы повторяются через 30-40 или 50-60 млн. лет. Природа этой почти регулярной периодичности в металлогенической литературе, насколько мне известно, не обсуждались.
Но самое удивительное, что эти максимумы (за редким исключением) почти точно совпадают с максимумами эклогит-глауофансланцевого метаморфизма, связанного с зонами субдукции (рис.7). Это совпадение, кажущееся на первый взгляд случайным, ниже получит логичное, на мой взгляд, объяснение. Но прежде чем переходить к обсуждению этого вопроса, остановимся на новых данных о ритмичности процессов магматизма и оруденения на примере месторождений Эрдэнэтуин-Обо в Монголии и Сорского в Кузнецком Алатау (Сотников и др., 1995 а, б).
На месторождении Эрдэнэтуин-Обо, одном из крупнейших в Азии (Сотников и др., 1995 а), самые магматические события фиксируются Rb-Sr датировками пород селенгинского комплекса (рис.8) в интервале 290-280 млн. лет с возможным омоложением от габбро (290 млн. лет) до гранитов (280 млн. лет). Следующее событие - внедрение 1 рудоносного порфирового ритма около 252 млн. лет. С возрастом этого ритма совпадает средняя цифра К-Аг датировок гранитов и К-Аг возраст ранних гидротермальных минералов. Оруденение пространственно и генетически связано с порфирами I и II ритма. Второй рудоносный порфировый ритм имеет возраст 225-220 млн. лет, с ним совпадают наиболее молодые К-Аг даты в породах селенгинского комплекса (кроме одной омоложенной даты в габбро) и часть К-Аг дат в гидротермальных минералах. Третий порфировый комплекс проявлен на месторождении незначительно, однако с ним совпадают некоторые Rb-Sr изохроны в гранитах (190-205 млн. лет). Заключительные события проявлены в пострудных и самых молодых гидротермальных минералах с возрастом 170-185 млн. лет. Таким образом, общий интервал магматизма и ассоциирующего гидротермального рудообразования проявился в течение 120 млн. лет (от 290 до 170 млн. лет) с главными ритмами через 30-35 млн. лет (285, 252, 223, 185 млн. лет). Эти процессы проявились в обстановке активной континентальной окраины, в которой формировались также пермские и раннетриасовые вулканиты (Берзина и др., 1995). Вулкано-плутонические комплексы активных окраин характерны для большинства районов медно-порфирового и медно-молибден-порфирового оруденения.
На примере медно-порфировых месторождений наиболее ярко проявлены и необратимая эволюция рудообразующих систем (широкое распространение в фанерозое специфических рудных образований гранитоидной серии, таких как медно-порфировые месторождения), и правильная периодическая повторяемость групп рудных месторождений, и рудно-магматических ритмов в эволюции каждого крупного месторождения в среднем через 30 лет. Датировки этих импульсов или ритмов в фанерозое удивительно совпадают с максимумами эклогит-глаукофанового метаморфизма (рис.7). Колчеданные месторождения иллюстрируют другую -докембрийскую часть эволюции рудообразования, связанного с базальтоидными сериями или за дуговыми бассейнами с отдалённым андезит-базальтовым магматизмом. Наконец, золоторудные месторождения (на примере Зуп-Холбинского) лучше всего иллюстрируют полигенность и длительность формирования крупных месторождений, в которых сочетаются разные процессы и источники формирования рудоносных флюидов.
Длительность формирования многих крупных полигенных месторождений достигает 200-240 млн. лет, равная длительности между эпохами рудообразования в докембрии и длительность крупных тектоно-магматических эпох. Длительность функционирования медно-молибденовых рудно-магматических систем составляет 120-110 млн. лет. Длительность промежутков между ритмами или максимумами оруденения - 60 или 30 млн. лет, длительность самих рудных ритмов 10-15 млн. лет. Наконец, ритмичность внутри стратиформных месторождений фиксирует цикличность от 1-2 млн. лет до 60 тыс. лет (Томсон, Курчатов, 1995).
Такова основная временная шкала процессов рудообразования.

Причины периодичности рудообразующих и других эндогенных процессов
Периодичность эндогенных процессов разного порядка объясняется разными причинами, или сложной интерференцией разнопорядковых периодических процессов (Добрецов 1981, 1994 а). Сопоставление периодичности самых разных геологических процессов (Длительности геологических периодов (Harland et al., 1989), изменения уровня моря (Vail et al., 1977), тектонических фаз, периодичности магматизма и метаморфизма привели к выводу, что наиболее ярко проявлена периодичность около 30 млн. лет, названная "главной" геологической периодичностью (Rampina, Caldeira, 1991). С ней сопоставляется периодичность кратная 30 млн. лет (15, 60 и 120 млн. лет). Наиболее отчетливо эта периодичность проявлена в таких специфических процессах, как медно-порфировое оруденение или эклогит-глаукофансланцевый метаморфизм, в "размытом" виде, с отклонениями - в кривой колебания уровня моря (Vail et al., 1977), периодичности тектонических фаз, гранитоидного магматизма и т.д.
Эклогит-глаукофасланцевый метаморфизм - характерное применение субдукционных процессов (Добрецов, 1981, 1994; Добрецов, Кирдяшкин, 1994). При погружении холодного субдукционного клина породы метаморфизуются в условиях низких температур и высоких давлений, а выводятся к поверхности тектоническим путем по механизму "Возвратного течения" и надвигообразования (Добрецов, Кирдяшкин, 1994). Возраст эклогитов и глаукофановых сланцев фиксирует эту стадию тектонической транспортировки и быстрого остывания. Поэтому периодическая повторяемость максимумов эклогит-глаукофанового метаморфизма, в промежутках между которыми формируются офиолиты (Добрецов, 1981; Dobretsov et al., 1987), можно интерпретировать как периодические столкновения с подводными поднятиями или микроконтинентами, ведущие к ╚возвратному течению╩ и выносу эклогитов и глаукофановых сланцев к поверхности. В то же время оказалось, что эти периоды маркируют более глобальные изменения движения литосферных плит - ускорения их движения или изменения направления движения ансамбля плит, что и вызывает увеличение числа столкновений и "перескоков" зон субдукции, проявленных статистически максимумами эклогит-глаукофанового метаморфизма (Добрецов, 1994; Dobretsov, Kirdyashkin, 1994). Глобальность этих движений подтвеждается тем, что максимумы эклогит-глакофанового метаморфизма 60, 90,120 и 180 млн.лет хорошо коррелируются в таких удаленных районах, как Калифорния и Орегон, Япония и Сахалин, Средиземноморский пояс (Оман, Турция, Альпы) (Dobretsov et al., 1994).
Для объяснения главной периодичности может быть использована гипотеза "Суперплюмов", периодически отрывающихся от границы Ядро-Мантия (Larson, Olson, 1991; Larson, 1991; Добрецов, 1994). Эта гипотеза появилась на основе выявленной корреляции между интенсивностью внутри плитового магматизма, обусловленного мантийными плюмами, частотой инверсий магнитного поля и тектонической активности. Наиболее ярко эта корреляция проявлена для мелового суперплюма: в интервале 124-84 млн. лет отчетливо выражен максимум мантийного магматизма и в это же время не наблюдалось магнитных инверсий. Вблизи концов этого периода устанавливаются максимумы глакофанового метаморфизма (120 и 90 млн. лет) и один из максимумов медно-порфировые оруденения (110 млн. лет, рис.7). Частота магнитных инверсий в интервале 0-84 млн. лет обнаруживает дополнительную периодичность 15 и 30 млн. лет. Число инверсий около 30 и 60 млн. лет (что соответствует максимумам глакофанового метаморфизма и медно-порфирового оруденения, рис.7) падает до нуля. Аналогичные закономерности, хотя и менее достоверно, устанавливаются для всего фанерозоя (рис.9).
Согласно гипотезе "суперплюмов", в обычные периоды благодаря интенсивной конвекции в жидком ядре и медленной конвекции в нижней мантии (Добрецов, Кирдяшкин, 1994), во внешнем слое жидкого ядра накапливается тепло (жидкое ядро как бы перегревается). Это приводит к турбулентным движениям и частым инверсиям магнитного поля. В критические периоды накопленное тепло служит причиной нарастающего отделения плюмов, которое приводит к остыванию жидкого ядра и восстановлению спокойных течений в ядре без инверсий магнитного поля. Следствием нарастания суперплюма является перестройка движения ансамбля литосферных плит, возрастание вулканической и тектонической активности, в частности, прекращение одних и возникновение других зон субдукции. В свою очередь, усиление вулканизма приводит к цепочке взаимосвязанных геологических событий, периодически повторяющихся в эпохи "суперплюмов" (Добрецов, Коваленко, 1995).
Сказанное иллюстрируется рис.9. В нижней части сопоставлены минимумы инверсий магнитного поля или периоды спокойного поля с максимумами эклогит-глаукофанового метаморфизма и медно-порфирового оруденения. С ними коррелируется в большинстве случаев перегибы на кривой (2) колебаний уровня моря (Vail et al., 1977) и соответственно, кривые трансгрессий-регрессий (3-4) и общей площади, занятой морем на континентах (кривые 5 и 6). В свою очередь, с этим коррелируются максимумы накопления нефти и газа (60-30, 120-90 и 180-150 млн. лет) и угленакопления (220-250, 280-320 и 330-360 млн. лет) (рис.9).
Таким образом, "главная" периодичность (через 30-35 млн. лет) находит свое отражение в формировании рудных месторождений в фанерозое (прежде всего таких специфических, как медно-порфировых), хорошо коррелируется с другими глобальными эндогенными и экзогенными событиями и объясняется глубинной геодинамикой, прежде всего периодическими мантийными суперплюмами.

Благодарности
Автор благодарен проф. В.И. Старостину за приглашение выступить на Смирновских чтениях; проф. Э. Г. Дистанову - за конструктивную критику и пожелания, А. П. Берзиной, В. И. Сотникову, С. М. Жмодику, А. В. Травину - за некоторые предоставленные материалы и многолетнее сотрудничество.

Работа выполнена при поддержке РФФИ, грант 26-05-66049.