Дергачев Александр Лукич

Положение 1. В геологической истории Земли выделяются четыре кратковременных пика образования вулканогенных колчеданных месторождений: неоархейский (2,72-2,69 млрд лет), палеопротерозойский (1,89-1,85 млрд лет), кембрийско-ордовикский (542-472 млн лет) и девонско-раннекаменноугольный (416-330 млн лет), связанные со стадиями быстрого сближения блоков континентальной коры различных суперконтинентальных циклов. Со временем возрастала интенсивность процессов колчеданообразования и численность образующихся месторождений, крупных по запасам руды, расширялась география распространения месторождений и нарастало их многообразие, усложнялся химический и минеральный состав руд, изменялись облик сопутствующих гидротермально-осадочных образований, характер изменений околорудных пород и другие признаки.

Колчеданные месторождения вулканической ассоциации характеризуются крайне неравномерным распределением во времени, которое прямо связано с неравномерностью процессов вулканизма в истории Земли, а в конечном счете - с общей направленностью и цикличностью тектонического развития планеты. Начиная с 2,9 млрд лет назад на общую направленность эволюции коры наложились 3-4 цикла второго порядка продолжительностью несколько сотен миллионов лет. Каждый цикл начинался окончательным распадом ранее существовавшего суперконтинента, раскрытием океанов и появлением офиолитов, включал периоды сближения блоков континентальной коры по зонам субдукции и их объединения, периоды преобладавшего стабильного тектонического режима и последующего рифтогенеза в пределах суперконтинента (Gurnis, 1988; Worsley et al., 1985; Vail et al.; 1977; Hoffman, 1989; Хаин, 2000).

Трем из этих суперконтинентальных циклов отвечают важнейшие эпохи колчеданообразования: 2950-2200 млн лет, 2200-1350 млн лет и 900-200 млн лет (табл. 1, 2). Каждой из них свойственно крайне неравномерное распределение во времени как численности, так и запасов руд колчеданных месторождений. На диаграммах распределения устанавливаются, по крайней мере, четыре узких высоких максимума (пика), отвечающих сравнительно непродолжительным временным интервалам, в течение которых образовалась большая часть этих объектов и основная масса запасов колчеданных руд: 2720-2690 млн лет, 1890-1850 млн лет, а в фанерозойское время крупнейший в истории Земли пик колчеданообразования пришелся на девон-ранний карбон (416-330 млн лет), и значительно более слабо выраженный - на кембрий-ранний ордовик (542-472 млн лет) (рис. 1). Пики колчеданообразования связаны с определенными стадиями суперконтинентальных циклов, в промежутках между которыми колчеданные месторождения практически не возникали. Полученные данные подтверждают представления В.И. Смирнова, Д.И. Горжевского и др. исследователей о направленности и цикличности в эволюционном развитии эндогенного рудообразования.

Хотя древнейшие колчеданные месторождения в палеоархейских зеленокаменных поясах на востоке блока Пилбара в Австралии имеют возраст 3460 и 3240 млн лет, однако до конца мезоархея такие месторождения оставались исключи-тельной редкостью.

Архейско-палеопротерозойская эпоха колчеданообразования (2950-2200 млн лет)

В конце мезоархея в зеленокаменных поясах блоков Пилбара (западная часть) и Йилгарн сформировались мелкие и немногочисленные колчеданные месторождения с возрастом 2950 млн лет. Их образование непосредственно связано с проявлением около 3,0 млрд лет назад первых признаков сближения блоков протоконтинентальной коры с последующим их объединением за счет тектонического причленения, увеличением мощности коры в зеленокаменных поясах, внутрикоровым плавлением и внедрением гранитных магм. Оно совпало также с первым значительным пиком активности мантийных суперплюмов (2,95-2,9 млрд лет; Abbott, Isley, 2002), периодом очень высокой тектонической активности (Сорохтин и др., 1998) и значительным приращением континентальной коры между 3,0 и 2,8 млрд лет назад.

Однако первый в истории Земли действительно крупный пик колчеданообразования был связан со следующим этапом кратонизации коры, который имел место 2,75-2,6 млрд лет назад. При общей продолжительности архея около 1,5 млрд лет подавляющее большинство из 165 колчеданных месторождений этого возраста, включенных в базу данных, и свыше 90% запасов колчеданных руд сформировались период 2720-2690 млн лет, когда возникло большинство месторождений в архейских зеленокаменных поясах Абитиби, Вава, Вабигун, Учи и других в провинции Сьюрпериор, поясах Хакетт-Ривер, Олга, Хай-Лейк, Ранкин-Эннадаи и других в провинции Слейв Канадского щита, наиболее крупные объекты восточной части блока Йилгарн в Австралии. По некоторым данным, к ним следует добавить и месторождения Балтийского щита (Вискария, Бидьовагге, Пахтавуома), в т.ч. и в Карельской гранит-зеленокаменной области (Парандовское, Хаутаваарское месторождения) (Металлогеническая эволюция ..., 1993).

Неоархейский пик колчеданообразования ознаменовался формированием очень крупных запасов колчеданных руд (около 14% мировых запасов в базе данных), меди (11%) и цинка (17%) и весьма многочисленных месторождений, размещенных в шести географически разобщенных колчеданоносных районах, в т.ч. трех месторождений с запасами свыше 50 млн т руды. Все это позволяет говорить о первом в истории Земли и действительно планетарном (широко проявленном) пике колчеданообразования.

Вопрос о тектонических обстановках колчеданообразования, соотношении процессов плюм-тектоники и плейт-тектоники при формировании зеленокаменных поясов в неоархее и начале палеопротерозоя остается дискуссионным. В настоящее время большинство исследователей считает, что неоархейские гранит-зеленокаменные области заложились на древней континентальной коре в результате рифтинга, который переходил в спрединг, и процессы горизонтального перемещения и погружения блоков коры вдоль конвергентных границ плит уже в неоархейское время получили широкое распространение. При этом коллизионные явлении и субдукция уже в неоархее весьма напоминали процессы, имевшие место в более поздние эпохи, хотя характер их конкретного проявления мог отличаться от свойственного неопротерозою и фанерозою (в частности, Хаин, Ломизе, 2005; Хаин, 2000). В строении зеленокаменных поясов принимали участие породы бимодальной или последовательно-дифференцированной формаций, что, видимо, отражает преобладание рифтогенной или субдукционной обстановок. В конце архея и особенно в период 2,75-2,6 млрд лет назад постепенная аккреция вулканических дуг и заду-говых бассейнов к протократонным ядрам привела к образованию кратонов, достигав-ших размеров более 1000 км в поперечнике, и быстрому разрастанию континентальной коры, площадь которой достигала, по разным оценкам, от 36 до 50% и даже до 70% современной (Taylor, McLennan, 1995; Lowe, Ernst, 1992; McCulloch, 1993; Хаин, 2000). Быстрое приращение континентальной коры, по мнению многих исследователей (в частности, Condie, 2004), было обусловлено интенсивной деятельностью мантийных суперплюмов, один из крупнейших пиков которой отвечал 2,75-2,7 млрд лет. Большинство исследователей полагает, что к концу архея (около 2,6 млрд лет назад) произошло объединение около трех десятков известных архейских кратонов в единый крупный, возможно, первый в истории Земли континентальный массив, суперконтинент Пангея 0 (Хаин, Божко, 1988), или Моногея (Сорохтин, Ушаков, 1989, 1993, 2002; Сорохтин, Сорохтин, 1997).

Таблица 1. Важнейшие эпохи колчеданообразования различных суперконтинентальных циклов
Суперконтинентальный цикл	Эпохи колчеданообразования (млн лет)	Численность месторождений в базе данных	Запасы, млн т (средние содержания металлов, %)				100 Cu/(Cu+Zn)	100 Pb/(Pb+Zn)	Крупные месторождения (≥50 млн т руды)
			руда	Cu	Zn	Pb			количество	запасы, млн т (доля в суммарных запасах этого возраста)
Пангея 0	2950 - 2200	155	1207,6	13,5 (1,1%)	41,4 (3,4%)	1,5 (0,1%)	24,6	3,5	3	572,4 (47,4%)
Пангея 1	2200 - 1350	118	785,0	12,8 (1,6%)	27,6 (3,5%)	3,4 (0,4%)	31,7	11,0	3	187,5 (24,0%)
Пангея	900 - 200	326	5440,9	77,1 (1,4%)	146,3 (2,7%)	41,7 (0,8%)	34,5	22,2	24	3322,9 (61,1%)
Мезокайнозойский	200 - 0	84	578,7	9,2 (1,6%)	10,2(1,8%)	1,6(0,3%)	47,1	14,3	2	134,7 (23,3%)

Таблица 2. Крупнейшие пики колчеданообразования различных эпох
Суперконтинентальный цикл	Эпохи колчеданообразования (млн лет)	Пик колчеданообразования		Запасы, млн т (доля в мировых запасах)				Примеры месторождений
		возраст	численность месторождений в базе данных	руда	Cu	Zn	Pb
Пангея 0	2950 - 2200	2720 - 2690	147	1147,6 (14,2%)	12,5 (11,0 %)	39,2 (17,2 %)	1,3 ( 2,7%)	Кидд-Крик, Хорн, Геко, Тьютоник-Бор
Пангея 1	2200 - 1350	1890 - 1850	102	689,2 (8,5%)	11,0 (9,7%)	26,0 (11,4%)	3,1 (6,4%)	Руттан, Крандон, Флин-Флон
Пангея	900 - 200	542 - 472	137	971,3 (12,0%)	10,6 (9,3%)	45,8 (20,1%)	14,2 (29,4%)	Брансуик N12, Баканс, Маунт-Лайель, Розбери, Леккен
		416- 330	131	3454,4 (42,8%)	54,6 (48,0%)	89,7 (39,3%)	26,6 (55,1%)	Рио-Тинто, Невес-Корво, Алжустрел, Гайское, Узельгинское, Риддер-Сокольное

Таким образом, первый крупный пик колчеданообразования в истории планеты отвечал периоду быстрого сближения блоков континентальной коры по зонам субдук-ции, он коррелировал с периодом повышенной активности мантийных суперплюмов, с подъемом относительной тектонической активности планеты (Сорохтин и др., 1998) и непосредственно предшествовал сбору первого суперконтинента, а возможно, и выделению земного ядра с последовавшим за этим резким спадом тектонической активности Земли (Сорохтин и др., 1998).

В неоархее из-за более высокой температуры верхней мантии, повышенной плавучести коры, преобладания пологой субдукции процесс магмообразования был несколько иным, чем в последующие эпохи, и вероятно, происходило плавление не мантийного клина под влиянием летучих из погружавшейся пластины коры, а самой этой пластины. Эти причины обусловили некоторые петрохимические особенности рудовмещающих вулканитов и геохимические особенности возникавших в связи с ними колчеданных месторождений. В большинстве случаев их руды бедны Pb (< 0,1%). При всех различиях между ними колчеданные месторождения неоархейского возраста по величине свинцово-цинкового отношения представляют единую группу. Распределение месторождений и запасов колчеданных руд по величинам 100Pb/(Pb+Zn) носит отчетливый одномодальный характер (рис. 2). На 82% неоархейских месторождений (объединяют 89% запасов руд этого возраста) этот показатель изменяется в интервале от 1 до 5. Лишь около 5% месторождений имеют величину свинцово-цинкового отношения, превышающую 15, т.е. относительно обогащены Pb. Но они вносят лишь 2,1% в запасы руды неоархейских месторождений. Как правило, это небольшие месторождения, запасы которых в среднем в 2,5 раза меньше, чем средние для неоархейской группы. Среднее значение свинцово-цинкового отношения для месторождений, образовавшихся в ходе суперконтинентального цикла Пангеи 0, составляло 3,5 и является минимальным среди всех эпох колчеданообразования. Неоархейские месторождения вносят крайне незначительный вклад в запасы Pb в рудах колчеданных месторождений. Им свойственны также самое низкое среднее содержание меди в рудах (1,1%) и минимальное среднее значение 100Cu/(Cu+Zn), составляющее 24,6. Практически в любую эпоху колчеданообразования возникали по существу медноколчеданные ме-сторождения (100Cu/(Cu+Zn) > 90), однако в неоархейскую эпоху такие объекты составляли лишь 12,3% от общего числа месторождений этого возраста, т.е. они встречались относительно более редко, чем в последующие эпохи (17,9% в неопротерозое и 14,5% в палеозое). Почти для половины (49%) неоархейских месторождений медно-цинковое отношение изменялось от 0 до 20, тогда как в после-дующие эпохи этому критерию отвечали в 1,5 раза меньше месторождений (30-35%). Неоархейские месторождения отличались также минимальными величинами отношения Pb(%) / Ag (г/т), не превышавшими 0,010 (рис. 3). Все перечисленные особенности неоархейских месторождений в конечном счете находят объяснение в особенностях состава земной коры того времени и специфике механизмов магмообразования.

В неоархее атмосфера Земли оставалась по существу бескислородной (Kasting, 1993; Hutchinson, 1992; Krupp et al., 1994; Сорохтин, Сорохтин, 2002; Holland, 2005a), в ее составе преобладали углекислый газ и азот при подчиненной роли сероводорода и водорода, а воды океана были сильнее, чем сейчас, насыщены CaCO₃, Mg⁺² и Fe⁺² (Veizer et al., 1989), по-видимому, содержали меньше сульфатов и характеризовались более низкими значениями pH (Grotzinger, Kasting, 1993). При образовании неоархейских месторождений зоны гидротермально измененных пород формировались с участием ионов Mg⁺² и Fe⁺², т.к. гидротермальные растворы были обеднены кислородом. В таких условиях при снижении температуры образовывался Н₂S, а не Н₂SO₄, поэтому процессы кислотного выщелачивания не могли приобрести заметного масштаба. Это является неповторимой особенностью архейского вулканогенного колчеданообразования. Практически для всех архейских ме-сторождений (начиная даже с палеоархейских на востоке блока Пилбара) характерны бессульфатные магнезиальные метасоматиты.

Ведущим типом околорудных изменений пород является хлоритизация, практически повсеместно встречаются железо-магниевые карбонатные метасоматиты с сидеритом и анкеритом. Месторождениям свойствен специфический набор хемогенно-осадочных образований, слагающих рудный горизонт за пределами месторождений (сульфидные фации железистых кварцитов, хлоритолиты, кремнистые породы при отсутствии серицитолитов, умбры и охры, гипса, ангидрита, типичных для многих месторождений более молодого возраста и современных сульфидных образований на океаническом дне). Особенностью минералогии руд является отсутствие барита, гипса, ангидрита. Низкие концентрации сульфатов в морской воде обусловили исключительно слабое проявление биогенной редукции сульфатов и близкие к мантийным значения δ³⁴S сульфидов.

Палеопротерозойско-мезопротерозойская эпоха колчеданообразования (2200-1350 млн лет)

Месторождения этой эпохи встречаются в зеленокаменных поясах в провинциях Южная и Черчилл Канадского щита, в районе Джером в Аризоне, а также в провинциях Шеллефте, Бергслаген, поясах Айяля-Ориярви и Виханти-Пюхасалми и районе Оутокумпу на Балтийском щите. Включенные в базу данных 118 месторождений этого возраста вносят около 10% в мировые запасы колчеданных руд.

Пика колчеданообразование достигло в период 1890-1850 млн лет назад, когда сформировалось 8,6% запасов колчеданных руд и 15% месторождений в базе данных, в т.ч. три объекта с запасами свыше 50 млн т руды (Крандон, Руттан, Флин-Флон). Эта вспышка колчеданообразования, как и неоархейская, имела место при сборе суперконтинента (Пангеи 1), она коррелировала с важными суперплюмовыми событиями, непосредственно предшествовала образованию суперконтинента Пангея 1 и прекратилась после его стабилизации (в основном около 1800 млн лет назад).

В палеопротерозое из-за снижения температуры мантии и разрастания континен-тальных массивов усиливалось значение процессов переплавления и переработки сформировавшейся континентальной коры. Со временем все большее число колчеданоносных провинций возникало в энсиалических обстановках и это обстоятельство наложило отпечаток на состав вулканитов (возросла доля кислых пород в разрезах рудоносных формаций) и руд месторождений. Месторождения протерозойского возраста более разнообразны по составу руд. Начиная с палеопротерозоя образование Zn-Cu-Pb(-Ag) месторождений перестает быть редчайшим исключением, как мезоархее. Десятки подобных месторождений возникают в энсиалических дугах на окраине Балтики, в рудных районах Шеллефте и Бергслаген, поясе Айяля-Ориярви. В небольших, но сопоставимых с содержаниями Cu, количествах Pb присутствует и в рудах месторождений Крандон (Южная про-винция Канадского щита) и Айрон-Кинг (район Джером в Аризоне). В палеопротерозое сформировались 6,5% в суммарных запасов Pb в рудах колчеданных месторождений всех возрастов. Доля месторождений, практически не содержащих Pb (100Pb/(Pb+Zn) ≤ 5), уменьшилась до 66%, а доля месторождений с величиной свинцово-цинкового отношения более 15 возросла до 16,5% (в неоархее соответственно 82% и 4,5%). Среднее значение свинцово-цинкового отношения достигло 11,0, т.е. также оказалось в несколько раз выше, чем в неоархее. Повысилось до 31,7 среднее значение медно-цинкового отношения, которое практически достигло величин, свойственных неопротерозойско-раннемезозойской эпохе. По сравнению с неоархеем значительно снизилось (до 31%) количество месторождений с существенно цинковыми рудами (с величинами 100Cu/(Cu+Zn) от 0 до 20), а распределение месторождений и запасов колчеданных руд по значениям медно-цинкового отношения в эту эпоху стало намного более равномерным, чем в архее. О расширении спектра составов месторождений свидетельствует и возросший диапазон изменения величины свинцово-серебряного отношения, достигавшего 0,082.

В палеопротерозое произошли заметные изменения в составе внешних геосфер Земли. В период 2,3-2,0 млрд лет назад поступление свободного кислорода в атмосферу в результате интенсификации фотосинтеза превысило скорость его поглощения и уровень содержания O₂ в атмосфере и мелководных участках гидросферы существенно возрос, что повлекло изменение ряда признаков образовывавшихся колчеданных месторождений (Kasting, 1993; Solomon, Shen-su Sun, 1997). В частности, главным типом изменения рудовмещающих глиноземистых пород стала серицитизация, а среди околорудных гидротермально-осадочных пород практически перестали встречаться железистые кварциты.

По мере постепенной оксигенизации атмосферы и верхних, а затем и более глубинных слоев океана и связанного с этим роста содержаний сульфатов в морской воде одним из важных источников серы при образовании колчеданных руд становились процессы низкотемпературной бактериальной редукции сульфатов. После 2,2-2,4 млрд лет назад несколько расширился диапазон колебаний значений ?34S сульфидов, и возрасли средние значения этого показателя. Эта тенденция проявилась раньше на тех редких месторождениях (в частности месторождение Осен в районе Шеллефте), которые образовывались в относительно мелководных участках, где существовали постепенно расширявшиеся <кислородные оазисы> и где есть основания предполагать более высокие локальные концентрации сульфатов в морских водах. В период до 1,4 млрд лет назад только в таких участках и исключительно редко в колчеданных рудах встречаются барит и другие сульфаты. Только после быстрой оксигенизации атмосферы и гидросферы в период 2,0-1,85 млрд лет назад и появления обильного фитопланктона и слоистых эвапоритов 1,4 млрд лет назад гипс, ангидрит и барит в рудах колчеданных месторождений стали обычным явлением.

В пределах Пангеи 1, предваряя окончательный распад суперконтинента после 1,4-1,35 млрд лет назад, заложились интраконтинентальные рифты, в которых образо-вались очень немногочисленные и мелкие по запасам колчеданные месторождения с возрастом 1450-1440 млн лет. С последующим сбором суперкотинента Родиния около 1,2-1,0 млрд лет назад не связано никакой вспышки колчеданообразования и в целом колчеданные месторождения с возрастом от 1,44-1,3 до 1,0-0,9 млрд лет исключительно редки. Причиной, возможно, является то, что многие из формировавшихся подвижных поясов этого времени могли относиться к внутренним, т.е. при последующем закрытии океанов и образовании суперконтинента были вовлечены в процессы континентальной коллизии, сопровождавшейся короблением, увеличением мощности коры и метаморфизмом высоких ступеней. В таких условиях сохранение колчеданных месторождений, залегавших в верхней части коры, было маловероятным. Альтернативной является точка зрения о том, что после 900-750 млн лет назад произошел распад не Родинии, а Пангеи 1, которая, таким образом, просуществовала в течение примерно 1 млрд лет. При таком подходе находит объяснение и отсутствие пика колчеданообразования в мезопротерозое.

Неопротерозойско-раннемезозойская эпоха колчеданообразования (900 - 200 млн лет)

Некоторый подъем колчеданообразования произошел в неопротерозое, когда на рифтогенных континентальных окраинах, в "неудавшихся" рифтах возникли весьма немногочисленные и обычно небольшие рудные объекты с возрастом от 862 до 750 млн лет (древнейшие из месторождений Аппалач, пояса Дамара, Антиатласа). К ордовику (около 500 млн лет назад) часть блоков континентальной коры, образовавшихся после распада Родинии, объединилась в мегаконтинент Гондвана (Хаин, Ломизе, 2005), однако спада колчеданообразования не произошло, т.к. развитие многих океанов продолжилось. В среднем кембрии сформировался ряд колчеданных месторождений Тасмании, однако появление третьего пика интенсивного колчеданообразования в истории Земли в кембрии - раннем ордовике связано в основном с развитием Япетуса, где в пределах вулканических дуг, задуговых бассейнов в ордовике и силуре образовались многочисленные месторождения различных типов Квебекских Аппалач, Ньюфаундленда, района Батерст-Ньюкасл и Каледонид Скандинавии. В базе данных имеются сведения о 137 месторождениях этого возраста, объединяющих более 12% мировых запасов колчеданных руд.

Крупнейший в истории планеты пик колчеданообразования имел место в девон-ский и каменноугольный периоды (до 330 млн лет назад), когда образовались 130 месторождений, включенных в базу данных, и 57,5% всех запасов руд неопротерозойско-фанерозойского возраста. По продолжительности эта вспышка приблизительно отвечает докембрийским (50-80 млн лет), но по интенсивности процессов рудонакопления она не знает равных (около 43% суммарных запасов колчеданных руд в мире). К этому времени относится становление крупнейших колчеданоносных провинций мира (Иберийского колчеданного пояса, Урала, Рудного Алтая) и многих крупных и особо крупных колчеданных месторождений. Месторождения этого возраста встречаются также в ряде других географически весьма разобщенных районах: на Аляске (район Амблер), в Австралии, на Северном Кавказе, в Британской Колумбии и Юконе, в Аппалачах и районе Зап. Шаста. Эта вспышка рудообразования совпадает по времени со сбором палеозойской Пангеи и относительным пиком активности мантийных суперплюмов (около 370 млн лет назад) и предшествует окончательной стабилизации суперконтинента и пику приращения континентальной коры. В период 400-320 млн лет назад при закрытии океанов, образовавшихся при распаде Родинии, и сближении блоков континентальной коры по зонам субдукции возникли системы островных дуг и расщепленных дуг, где процессы колчеданообразования достигли беспрецедентных масштабов и эффективности, которые в последующие 300 млн лет никогда более не повторились. В кайнозое, например, образовалось лишь 1,6% мировых запасов колчеданных руд. Несмотря на наличие небольших колчеданных месторождений этого возраста в Японии, на Фиджи, Филиппинах, Аляске, а также современных сульфидных скоплений на дне Мирового океана, нынешнему этапу развития Земли, видимо, отвечает продолжающийся спад интенсивности колчеданообразования, возможно, предваряющий начало нового подъема.

В целом в неопротерозойско-раннемезозойскую эпоху существенно возросла интенсивность процесссов колчеданообразования, сформировались многочисленные колчеданоносные провинции, в т.ч. большинство крупнейших в мире, образовались 326 колчеданных месторождений, т.е. около половины включенных в базу данных. Ес-ли запасы руды на месторождениях, возникших при сборе Пангеи 0 и Пангеи 1, примерно сопоставимы, то суммарные запасы руд месторождений, сформиро-вавшихся при становлении палеозойской Пангеи, в 2,5 раза превысили образовавшиеся в предшествующие эпохи. Такую же динамику демонстрирует накопление запасов Cu, Zn и Pb в колчеданных рудах (рис. 4). Средние запасы руды месторождений в неопротерозойско-раннемезозойскую эпоху также оказались значительно более крупными, чем в предшествующие эпохи (16,7 млн т руды по сравнению с 7,7 млн т в архейско-палеопротерозойскую и 6,6 млн т в палеопротеро-зойско-мезопротерозойскую эпохи). В эту эпоху сформировались 23 месторождения с запасами руды свыше 50 млн т.

В палеозое нарастает разнообразие типов колчеданных месторождений. Выделяемые внастоящее время типы кипрский, уральский, куроко и бесси в полной мере дифференцируются, видимо, лишь с неопротерозоя, в ходе суперконтинентального цикла палеозойской Пангеи. Максимумы образования месторождений различных типов разобщены во времени и отвечают различным стадиям суперконтинентального цикла Пангеи. Если иметь в виду минеральный состав руд, соотношения между главными рудными и примесными компонентами в них, морфологию рудных тел и структурные условия их образования, типы ассоциирующих эксгаляционно-осадочных пород и др. признаки, то различия между одновозрастными более молодыми (фанерозойскими) месторождениями оказываются несравненно контрастнее, чем между более древними, неоархейскими или палеопротерозойскими.

В неопротерозойско-раннемезозойскую эпоху сохранялась возникшая еще в докембрии тенденция: спектр составов руд месторождений постепенно расширялся за счет появления большего числа месторождений с рудами, обогащенными оловом, свинцом, серебром, сурьмой и др. металлами, источниками которых считается континентальная кора. Содержания некоторых из них могли достигать промышленных значений. Возросло разнообразие составов руд месторождений как в отношении главных компонентов руд, так и элементов-примесей. В этот период сформировалась большая часть суммарных запасов свинца в колчеданных рудах. Диапазон изменения величины свинцово-цинкового отношения для месторождений, образовывавшихся при сборе Пангеи, значительно расширился (0-60), а распределение месторождений и запасов колчеданных руд соответствующего возраста по значениям 100Pb/(Pb+Zn) приблизилось к бимодальному. Это обусловлено появлением и широким распространением таких типов колчеданных месторождений, руды которых обогащены Pb. Только около 45% месторождений, сформировавшихся с кембрия до триаса включительно (в интервале 542-200 млн лет назад), характеризуются вели-чинами 100Pb/(Pb+Zn) менее 5. Они объединяют лишь менее 27% запасов этого возраста. Вместе с тем на 37,4% месторождений свинцово-цинковое отношение превышает 15. Такие месторождения вносят более 52% в суммарные запасы колчеданных руд, т.е. они крупнее, чем месторождения этого времени в среднем. В эту эпоху закрепилась и тенденция к более равномерному распределению месторождений и запасов колчеданных руд по величинам медно-цинкового отношения. Расширился спектр значений свинцово-серебряного отношения в рудах разновозрастных колчеданных месторождений. Практически во все эпохи образовывались месторождения с близкими к нулевым отношениями Pb(%) / Ag(г/т). Однако верхний предел диапазона изменения этого отношения составлял 0,010 в архейско-палеопротерозойскую, 0,082 - в палеопротерозойско-мезопротерозойскую и 0,252 - в неопротерозойско-раннемезозойскую эпоху. Причиной таких изменений являлось постепенное от одного суперконтинентального цикла к другому разрастание коры континентального типа за счет аккреции островных дуг, ее обогащение ли-тофильными элементами с большим ионным радиусом (K, U, Th, Pb, Ba и др.) и возрастание ее роли в процессах магмообразования на конвергентных окраинах плит.

В рассматриваемую эпоху продолжилась эволюция состава атмосферы и гидросферы планеты. Еще в конце протерозоя, между 0,6 и 0,55 млрд лет (Kasting, 1993), а по другим оценкам, между 0,8 и 0,5 млрд лет назад (Holland, 2005b), возможно, имел место еще один период быстрого роста содержания кислорода в атмосфере. Его содержание в атмосфере достигло 6-10% современного уровня, а состав океанов на границе протерозоя и фанерозоя был уже очень близок к современному (Horita et al., 2002). Уже на самых древних палеозойских колчеданных месторождениях обнаруживаются признаки высокого уровня оксигенизации гидросферы. Повышение содержания свободного кислорода привело к необратимым изменениям некоторых признаков колчеданных месторождений, в частности,характера околорудных гидротермально измененных пород и гидротермально-осадочных образований. На многих фанерозойских месторождениях породы лежачего бока интенсивно серицитизированы и окварцованы, хлорит же замещает только темноцветные минералы, встречается лишь местами и, в основном, во внешних зонах. Эта тенденция в последующем сохраняется и на более молодых месторождениях. Так, на некоторых миоценовых месторождениях куроко в трубообразных штокверковых зонах наряду с окремнением происходит образование самородной серы, каолина, пирофиллита и диаспора (Мацукума, Хорикоси, 1973). Присутствие сульфатов и сильное выщелачивание пород вблизи рудоподводящих каналов резко отличают месторождения фанерозойского возраста от архейских образований с их бессульфатными магнезиальными метасоматитами. Уже в раннепалеозойское время намного более обычными для разнообразных типов кол-чеданных месторождений становятся такие типы околорудных гидротермально-осадочных пород как гипс и ангидрит, охры и умбры, появляющиеся на флангах рудных тел и выше их по разрезу. Все указанные изменения в конечном счете являются результатом необратимо повышавшегося уровня кислорода в атмосфере в фанерозойское время. Начиная с раннего - среднего кембрия обычным в составе колчеданных руд становится барит, присутствие которого стало характерным признаком некоторых типов колчеданно-полиметаллических месторождений.