Согласно теории россыпеобразования, основы которой заложены в работах В. Лингрена, К. Рейборна, Г. Милнера, Е. Дана, Ю.А. Билибина, И.С. Рожкова и др., предполагалось, что безусловным приоритетом в формировании россыпей обладают гумидные обстановки, которые обеспечивают глубокое химическое выветривание пород и возможность транспортировки, сортировки и накопления россыпеобразующих минералов в водной среде. Эти воззрения претерпели существенную трансформацию в середине 1960-х годов с появлением работ Н.М. Страхова, выделившего и обосновавшего типы континентального литогенеза, и в особенности, благодаря литогенетической концепции россыпеобразования, сформулированной Н.А. Шило. Само появление этой концепции было стимулировано тем, что по мере открытия и освоения крупнейших россыпных провинций севера Евразии, Северной Америки, Центральной Азии в сферу внимания исследователей попали россыпи, формирующиеся в условиях существенного дефицита тепла и влаги, а именно россыпи областей перигляциального и аридного (и семиаридного) литогенеза. Отсылая читателя к работам Н.А. Шило, а также Ю.В. Шумилова, Н.Г.Патык-Кара и других исследователей, в работах которых подробно рассмотрены различные аспекты влияния зональных типов литогенеза на формирование и строение россыпей, выделим в настоящем разделе те литогенетические аспекты россыпеобразования, которые представляются наиболее важными в региональной минерагении россыпей, в том числе при оценке ископаемых россыпных формаций.
Среди зональных типов литогенеза, выделенных Н.М. Страховым, гумидный литогенез, протекающий при преобладании метеорных вод над испарением и положительных среднегодовых температурах, допускающих существование воды в жидкой фазе в течение всего (или большей части) годового цикла и практически исключающих участие льда в литогенетических процессах, безусловно занимает важнейшее место, поскольку, в общем случае, обеспечивает наиболее благоприятные условия высвобождения россыпеобразующих минералов из пород-первоисточников и их транспортировку и концентрацию в водно-аллювиальной среде. Области развития гумидного литогенеза, в котором различаются тропический, субтропический и умеренный зональные подтипы, занимает в настоящее время около половины суши.
Роль гумидного литогенеза в россыпеобразовании подробно описана в соответствующей литературе, в том числе в фундаментальных работах Н.А. Шило, к которым мы и отсылаем читателя. Вместе с тем, считаем целесообразным остановиться на некоторых особенностях тропического гумидного лито- и морфогенеза, распространенного в современной экваториальной области и фактически определяющего черты россыпеобразования на громадных пространствах россыпных провинций Гондванского ряда, а именно возникновение специфических морфогенетических (что особенно характерно для золота) и даже минеральных (россыпи бадделеита-калдасита) типов россыпей. Как показано в работах, важнейшее значение для общей эволюционной минерагении и для россыпной минерагении, в частности, имели также прошлые эпохи гумидного тропического литогенеза, определившие многие важнейшие особенности состава и строения россыпей ископаемых формаций, характерных как для структур древней консолидации, так и сохранившихся фрагментарно в пределах разновозрастных орогенно-складчатых поясов.
Среди особенностей тропического литогенеза особенно следует подчеркнуть специфику миграции и концентрации золота в корах выветривания латеритного типа с образованием золотоносных кор выветривания и сопряженных с ними генетически и пространственно остаточных элювиальных россыпей. Латериты, под которыми понимаются тропические коры аллитного и сиаллитного типа с ожелезнением в верхних горизонтах, характерны для регионов со среднегодовой температурой выше 18-20°C и осадками в диапазоне 500-2000 мм в год при значительной амплитуде сезонного хода уровня грунтовых вод. Они, как правило, характеризуются присутствием четырех зон: красноцветной, пятнистой, осветленной (каолинизированной) и подстилающего сапролита. Верхние горизонты, как правило, не сохраняют структуру первичных пород и обладают вторичной стратифицированностью, ярким элементом которой часто выступает «каменная линия». Верхнюю часть разреза коры выветривания с характерной мощностью 7-15 м в практике геологической разведки обычно называют просто латеритом, однако ряд авторов продолжает называть латеритом только однородную красноцветную пористую породу в верхней части разреза (конечный латерит).
Характерным показателем зрелости латеритной коры выветривания является её плотность. Она обычно составляет 1.5-1.6 для красноцветной зоны, 1.45-1.5 для пятнистой и осветленной зоны и нарастает с глубиной от 1.5 (у поверхности) до исходной плотности коренных пород (обычно 2.3-2.9) в сапролитовой зоне. Это описано, например, для латеритного месторождения Поссе в Бразилии. Мощность коры выветривания, включая сапролитовую зону, как правило, сохраняющую следы структуры и элементы залегания исходной породы (структурный элювий), значительно больше. При разведке месторождений руда обычно делится на окисленную и первичную по уровню окисления 50% сульфидов; этот уровень в тропиках обычно наблюдается на глубине в 40-90 м. Первые окисленные сульфиды отмечаются на глубине 100-150 м, где плотность породы уже практически не отличается от плотности неизмененной породы. Этим в определенной мере объясняется разнобой в оценке мощности тропической коры в литературе, тем более, что нижняя граница вторичных изменений практически не регистрируется прямыми наблюдениями вне шахт или скважин.
Обогащение латеритов золотом с последующим образованием остаточных элювиальных россыпей происходит в результате нескольких процессов (рис. 1.6).
Первый («весовое обогащение») связан с тем, что плотность зрелой латеритной коры выветривания (1.45-1.6) значительно меньше плотности первичных пород (обычно 2.3-2.9). При условии сохранения в коре исходного количества золота это приводит к обогащению в расчете на тонну горной массы при сохранении примерно той же концентрации на единицу объема. Предельный Kобог составляет около 1.5-1.7. Второй процесс — «миграционное перераспределение» золота с его концентрацией в определенных горизонтах коры выветривания — происходит в результате миграции золота из горизонтов выщелачивания в горизонты осаждения при сезонных колебаниях уровня грунтовых вод. Третьим процессом является остаточное гравитационное накопление в коре выветривания устойчивых минералов, в том числе золота, за счет выноса растворенных форм и тонких частиц при плоскостном смыве. В то же время, эрозия и склоновые процессы (крип) разрушают геохимическую целостность коры выветривания, прекращая процессы остаточного и миграционного обогащения, сопровождающие формирование стратифицированной коры выветривания. Эрозия же формирует россыпи пролювиально-аллювиального ряда, имеющие иной, уже исключительно гравитационный, механизм сортировки и обогащения.
Активная, если не определяющая роль в процессах миграционного обогащения золота, как известно, принадлежит живым организмам, продуктам их метаболизма и металлоорганическим соединениям. Ж.-К.Самама указывает, что при оптимальных природных условиях двухметровый слой коры выветривания на породах с содержанием золота 0.1 г/т при просачивании 1 м3/м2 в год будет полностью выщелочен за 2000 лет. Мобилизованное золото частично выносится, частично задерживается в горизонтах вторичного миграционного обогащения, где его осаждение обусловлено сорбцией на гидроксидах железа, легких частицах, микроорганизмах и др.
Важно подчеркнуть, что процесс миграционного обогащения в тропических корах выветривания протекает и на породах с низким, околокларковым содержанием тонкодисперсного золота, причем в этих условиях практически все золото оказывается мобилизованным. Подобный процесс описан в работе для территории Сьерра Леоне в пределах Западно-Африканской провинции на амфиболитах зеленокаменного пояса с низким исходным содержанием золота (10 мг/т, или около 3 кларков). Опробование коры выветривания выявило следующую динамику изменения его содержания по профилю коры: в измененных амфиболитах (сапролитовая зона) и в осветленной зоне — 10 мг/т, в пятнистой зоне — 30 мг/т, в прослое железистых конкреций красноцветной зоны — 50 мг/т, в верхней части красноцветной зоны — 10 мг/т Au. Пробность золота в латеритах составляет 982-984 при пробности первичного золота 500-826. Характерный размер золота в коре выветривания 10-200 мкм, при единичных частицах до 4 мм, причем практически все золото имеет признаки роста либо растворения. Поскольку плотность латерита значительно ниже, чем исходных амфиболитов, результаты опробования с балансовой точки зрения можно интерпретировать как выщелачивание и вынос золота по всему профилю коры выветривания, кроме 3-5-ти метрового слоя пятнистой и части красноцветной зон, где вторичное золото сформировало горизонт обогащения. Kобог составляет более 3, а за вычетом эффекта уменьшения плотности непосредственно за счет миграции — около 2. Приведенный пример показывает, что даже при околокларковых содержаниях золота в субстрате внутри обычного латеритного покрова наблюдается двукратное миграционное обогащение, которое можно рассматривать как «фоновый» процесс для верхних горизонтов региональных тропических кор выветривания.
Над выходами же локальных рудных тел с высоким содержанием и присутствием крупного золота в латеритах формируются своеобразные грибовидные тела, причем латеральное распределение золота зависит от его крупности. Для фракции — 60 мкм характерны значительные по площади ореолы с латеральным миграционным разносом более, чем 100 м и плавно убывающими к краям содержаниями, в то время, как ореол золота крупностью +500 мкм тяготеет непосредственно к выходу рудного тела. Такие ореолы над локальными рудными телами, иногда сливаясь друг с другом, дополнительно подпитывают региональные коры выветривания, золотоносность которых в целом определяется региональными донорными формациями, формируя таким образом залежи двух типов: пластовые региональные и грибовидные локальные.
Процесс остаточного обогащения тропических кор выветривания россыпеобразующими минералами в наиболее «чистом виде» можно наблюдать на примере высокоустойчивого минерала — алмаза, для элювиальных россыпей которого Б.И. Прокопчуком по платформам Гондванского ряда приводятся следующие обобщенные характеристики (таблица 1.4). Оценка остаточного обогащения по минералу-реперу, каковым можно считать алмаз, показывает реальность четырех-, семикратного и более высокого остаточного обогащения в условиях поднятых пенепленов и двух-, трехкратного — на низких пенепленах тропической зоны.
Следует подчеркнуть также некоторые специфические черты морфогенеза — «геоморфогенеза», по Г.Ф. Уфимцеву, — в тропических областях, определяющие особенности транспорта и концентрации россыпеобразующего материала, и, соответственно, позицию и морфологию россыпей. Г.Ф. Уфимцев выделяет следующие важнейшие черты зонального морфогенеза тропических горных областей: а) мощную эрозионную деятельность на фоне крайне невыработанного продольного профиля рек, изобилующих водопадами; б) своеобразие рельефа междуречных пространств, обусловленное сочетанием островных гор куполовидной формы с практически вертикальными, иногда нависающими склонами-стенками (например, «тепуи» Гвианского нагорья), с наклонными пьедесталами, образующими нижний уровень планации рельефа: в) мощную тропическую солифлюкцию на пологих склонах и резкое ослабление склоновых процессов на отвесных склонах останцовых гор; г) широкое проявление поверхностного и глубинного карста, развивающегося не только по карбонатным (знаменитый башенный карст ЮВ Азии), но и по силикатным породам (Гвианское нагорье).
Признание за гумидным литогенезом ведущей роли в процессах россыпеобразования привело к тому, что его условия зачастую безоговорочно экстраполируют на древние россыпи, для которых выводится тесная временная связь с эпохами формирования кор выветривания латеритного и каолинового профиля. Этот подход, вполне обоснованный и доказанный многочисленными примерами, вместе с тем выводит за рамки эволюционно-минерагенического анализа другие типы литогенетических обстановок, в том числе перигляциальный, аридный и ледовый, которые вносят существенные коррективы в формирование россыпей, «запуская» специфические механизмы россыпеобразования и создавая особые морфогенетические и минеральные типы россыпей.
Главной отличительной особенностью перигляциального (или криогенного) типа литогенеза является тот факт, что процессы энерго- и массобмена, определяющие высвобождение россыпеобразующих минералов, свойства транспортирующих сред и особенности трансформации минеральных парагенезисов, протекают при отрицательных среднегодовых температурах (со значительной амплитудой колебания) и постоянном сосуществовании воды в твердой и жидкой фазах. Эти воздействия проявляются как на молекулярном и ионном уровне, определяя, помимо гравитационной миграции, специфические механизмы обмена вещества (диффузия, осмос, электроосмос, перемещение к фронту промерзания, сублимация и др.) в криогенных массивах, так и более масштабно, определяя динамические фазы склоновых и флювиальных процессов.
География перигляциального литогенеза общеизвестна; она определяется границами распространения «вечной мерзлоты», из чего вытекает, что даже на протяжении четвертичного периода эта область резко меняла свои границы, существенно разрастаясь в периоды оледенений, охватывая и значительные пространства шельфа, осушенные в периоды гляциоэвстатического понижения уровня океана. По данным В.И. Величко, только в Северном полушарии площадь криолитозоны в период последнего оледенения (18 тыс. лет назад) увеличивалась более, чем в 2 раза. Необходимо также учитывать, что аналогичные условия возникали в истории Земли и ранее — в периоды более древних глобальных похолоданий и великих оледенений (в раннем протерозое, в позднем протерозое-венде, в ордовике, в пермо-карбоне).
Следует подчеркнуть еще одну важную особенность перигляциального литогенеза. Ранее мы указывали, что существует подавленность процессов химического выветривания в криолитозоне, точнее, в ней действуют процессы, определяющие возможность сохранности в россыпях минералов, характеризующихся низкими значениями Кгу, которые, как правило, не образуют промышленных россыпных концентраций в условиях гумидного климата. Характерным примером которых являются россыпи киновари, граната-демантоида, оливина-хризолита. М.Д. Дорфман, а вслед за ним и Г.С. Рубинраут на примере Кольского полуострова обосновали роль низкотемпературного гипергенно-метасоматического преобразования кристаллических пород для высвобождения рудных минералов и формирования россыпей. Согласно М.Д. Дорфману, разложение породообразующих минералов массивов нефелиновых сиенитов протекает в условиях низких температур весьма интенсивно не только с поверхности, но и на глубине, причем, чем ниже температура (в пределах положительных значений), тем энергичнее осуществляется процесс диссоциации минералов, таких как эвдиалит, нефелин и других минералов комплекса. Насыщение поверхностных и трещинных вод продуктами растворения, в том числе активными ионами и неорганическими комплексообразователями, резко увеличивает скорость разложения алюмосиликатов (полевых шпатов и эгирина) и способствует высвобождению и остаточному накоплению рудных минералов. По аналогичной схеме за счет низкотемпературного гипергенно-метасоматического преобразования фенитов и карбонатитов происходит остаточное накопление магнетита и бадделеита в элювиальных россыпях Ковдорского массива.
Другой особенностью криогенных обстановок, вызывающей появление в ископаемых криогенных формациях признаков, сближающих их с аридными обстановками, является значительная литогенетическая роль ветра в условиях безлесных пространств холодных степей, характерных для внутриконтинентальных районов Азии и арктических тундростепей древней Берингии. Некоторые авторы придают этому фактору исключительно важную, может быть, необоснованно завышенную роль в формировании как остаточных дефляционных (с ветрогранниками), так и транзитных (лессовидные суглинки) литогенетических комплексов, а также в трансформации минеральных парагенезисов криогенных областей. В любом случае, при анализе древних, в том числе ископаемых, россыпей необходимо принимать во внимание специфические признаки перигляциальных (криогенных) обстановок, такие как псевдоморфозы по ледяным жилам, дефляционные отмостки с ветрогранниками и «псевдопустынным» загаром, обилие лессовидного материала с реликтами криогенных структур, а также особенности самих минеральных парагенезисов россыпей. Среди последних особого внимания заслуживают минералогическая «незрелость» парагенезисов (за счет присутствия малоустойчивых минералов) и вторичная их дефляционная «рассортированность», а также свойства самих минералов, например, тороидальная форма золотин «эолового» происхождения.
Области распространения аридного литогенеза (вместе с семиаридными областями) сегодня занимают почти 23% поверхности суши. Россыпи, формирующиеся в этих областях, имеют много общего с россыпями областей перигляциального литогенеза, что определяется дефицитом влаги и значительной амплитудой температурных колебаний с переходом через О С (в том числе краткосрочных). Как следствие, в аридных обстановках создаются условия для высвобождения и относительной концентрации минералов, мало устойчивых в гумидных обстановках. С другой стороны, на высвобождение россыпеобразующих минералов в аридных условиях отрицательное влияние оказывают цементирующие свойства пустынных кор выветривания.
Значительная часть собственно аридных россыпей связана с начальными стадиями эволюции и перемещения обломочного материала и локализована на склонах и в верхних звеньях речной сети. Именно эта группа россыпей отличается наибольшим минеральным разнообразием; наряду с золотыми, алмазоносными, оловянно-редкометалльными и вольфрамовыми россыпями, среди них известны такие «экзотические» минеральные типы, как ложковые россыпи пьезокварца, бокситов, корунда-наждака, барита и др. Другую специфическую группу образуют россыпи эолового (в том числе дефляционного) и, чаще, смешанного дефляционно-склонового обогащения, как по первичным коренным источникам (рис. 1.7), характерным, в частности, для долинных педиментов аридных и семиаридных областей, так и по террасовым аллювиальным россыпям либо по промежуточным осадочным коллекторам. В группе флювиальных россыпей областей аридного литогенеза, с учетом сезонности процессов, преобладают пролювиальные россыпи сухих дельт (фанов, конусов выноса), а аллювиальные россыпи несут следы влияния сезонных катастрофических паводков.
Как указывалось в работе Н.А.Шило и др., для литогенеза аридных и перигляциальных обстановок характерен целый ряд общих признаков, а именно: а) важнейшая роль температурного фактора и фазовых переходов воды в процессах высвобождения и миграции россыпеобразующих минералов, определяющая не только условия их высвобождения, но и специфические черты их распределения в разрезе активного слоя; б) более строгая, по сравнению с гумидной зоной, сезонная обусловленность всех россыпеобразующих процессов, действующих в условиях абсолютного (или относительного) дефицита влаги; в) важная россыпеобразующая роль деятельного слоя (и его аналога — слоя температурно-влажностных колебаний в аридной зоне) на начальной стадии трансформации минеральных парагенезисов; г) более значимый, по сравнению с гумидной зоной, вклад склоновых и пролювиальных фаций в общий баланс генетических типов континентальных осадков; д) важная роль ветра в процессах конечной дифференциации минералов. Поэтому для россыпей перигляциальных и аридных обстановок свойственны некоторые общие признаки, отличающие их от россыпей гумидной зоны: 1) относительно высокая доля полигенетичных россыпей; 2) повышенная мощность рудных пластов; 3) преобладание многоярусных (2-3-пластовых) и погребенных россыпей; 4) повышенная протяженность аллювиальных россыпей при сходных условиях питания.
Некоторые авторы высказывают точку зрения, что именно в аридных и криогенно-аридных условиях формируются специфические плащеобразные остаточные склоново-дефляционные скопления тяжелых минералов — современные аналоги рифов древних металлоносных конгломератов. К числу специфически «аридных» типов россыпных концентраций относятся, по-видимому, большеобъемные россыпи мелкого золота в пролювиальных конусах выноса горных долин. По данным B.М. Погодаева, «…только Дондушканский неогеновый конус выноса р. Палео-Пяндж заключает, по самым скромным подсчетам не менее 0.1-0.2 части запасов Витватерсранда».
С позиций минерагенического анализа важно иметь в виду, что эпохи преимущественного формирования рудных пластов в обоих типах обстановок совпадали с периодами глобального потепления климата (относительно плювиальные эпохи), а затухание флювиального россыпеобразования и погребение рудных пластов в целом приходилось на периоды глобального похолодания.
С точки зрения региональной минерагении россыпей, помимо влияния глобальной циркуляции атмосферы, весьма важна также тектоническая приуроченность областей аридного и семиаридного литогенеза (включая холодные пустыни и полупустыни). Наиболее обширные области его распространения находятся в пределах структур древней консолидации (кратонов и плит), а также во внутренних бассейнах (внутригорных и межгорных впадинах) крупных орогенных поясов, в том числе зон тектоно-магматической активизации Центральной и Восточной Азии. В целом же, при прочих благоприятных условиях, приоритетом в существовании аридного литогенеза, по-видимому, обладали эпохи относительной тектонической стабилизации и выравнивания территории. Сегодня области криогенного и аридного литогенеза занимают в сумме около половины (более 46%) площади суши. Учитывая их значительное расширение в плейстоцене, а также, по-видимому, и в более отдаленные эпохи глобальных похолоданий и оледенений, можно предположить, что оба типа обстановок в той или иной мере контролировали образование почти всех известных континентальных россыпей.
В рамках ледового (или гпяциального) литогенеза, впервые выделенного Н.М. Страховым, а рассмотренного с позиций россыпеобразования Н.А. Шило, в качестве главного фактора деструкции горных пород и транспортировки обломочного материала выступают ледники. В настоящее время площадь, занятая горными и покровными ледниками, составляет немногим более 16 млн. км2, но, как известно, она значительно возрастала в периоды плиоцен-четвертичных, а также более древних оледенений. Оставляя в стороне до сих пор однозначно не решенный вопрос о масштабах плейстоценовых оледенений, следует напомнить, что и литогенетическая роль ледников, несмотря на почти полуторавековую историю их изучения, трактуется неоднозначно: от признания ледников в качестве мощного фактора деструкции (Р.Флинт) до практически противоположной точки зрения, когда ледникам отводится роль пассивного консервирующего фактора. В действительности деструктивно-аккумулятивная и, как частный случай, россыпеобразующая роль ледников может варьировать в широких пределах, в зависимости от стадии (фазы) развития оледенения, термодинамики самих ледовых масс, рельефа постилающих пород и других факторов. Конкретные примеры свидетельствуют о широком диапазоне условий россыпеобразования в районах покровного оледенения: от глубокой деструкции, в результате которой сохранятся только образования завершающих стадий последнего оледенения (Фенноскандия, область Лаврентийского шита в Северной Америке), до пассивного воздействия, при котором россыпеобразование происходит у самого края ледникового купола (россыпи золота pp. Лагерная, Голышева, начинающиеся непосредственно в краевой части ледникового купола о-ва Большевик). Е.И.Тищенко на примере Ленского золотоносного района, подвергавшегося воздействию полупокровного оледенения, показал многообразие влияния на формирование и сохранность россыпей. Верховья долин, где располагались местные центры горного оледенения карового типа, часто лишены сколько-либо значительных концентраций золота. В то же время в долинах более высоких порядков, заполнение которых льдом шло в направлении от устьев за счет опережающего движения ледников по магистральным долинам, происходило подпруживание водотоков и накопление обломочных масс значительной мощности. Перемыв последних в межледниковье способствовал концентрации золота и увеличению его крупности, что наблюдалось в течение нескольких эпох. В результате, как указывает Е.И. Тищенко, в интегральном выражении в течение четвертичного периода произошло увеличение продуктивности россыпей в 2.5-3 раза, а медианного размера золота — в 2 раза.
За последнее десятилетие получен огромный фактический материал по золотоносности отложений внешней зоны области покровного оледенения Восточно-Европейской платформы. Высвобожденное мелкое и тонкое золото переносится ледниками на расстояние многих сотен километров и образует повышенные, иногда близкие к промышленным, концентрации в песчаногравийных толщах краевой зоны московского оледенения (на территории Смоленской, Московской, Ивановской, Костромской областей), а также валдайского оледенения и его стадий (Ленинградская область). Подвергаясь переотложению в межледниковье и за границами оледенения, эти золотоносные осадки послужили источниками небольших аллювиальных россыпей в современных долинах (Костромская и Калужская области), а также дальнепереносных концентраций МТЗ во внеледниковых районах.
Как уже отмечалось, глубокое выветривание и высокая степень дробления пород и высвобождения россыпеобразующих минералов — далеко не всегда положительный фактор для формирования россыпей. Если качество и ценность сырья зависит от крупности обломков (размеров моноблоков), то именно валунные россыпи представляют наибольший промышленный интерес, а ледовый литогенез не только не противопоказан, но и даже «необходим» для их формирования. Например, многие крупные россыпи рисунчатых кремней связаны именно с районами покровного оледенения, а россыпи нефрита — с районами горно-долинного оледенения: крупные блоки-будины нефрита легко высвобождаются из рыхлого серпентинита, накапливаются в морене и в дальнейшем дают начало флювиогляциальным валунным россыпям (Восточный Саян, Британская Колумбия).
Влияние оледенения, в частности покровного, на формирование россыпей проявляется также через действие других факторов. Широко развитые в районах былого развития материкового оледенения гляциоизостатические процессы стимулируют дифференцированное поднятие рудоносных массивов и их избирательную денудацию, чем достигается определенная последовательность процессов россыпеобразования. Убедительные примеры этого описаны в пределах Фенноскандии. Воздымание Хибинского и Ловозерского массивов совпадает с периодами сокращения покровного оледенения и снятия нагрузки; именно в эти периоды в них формируются местные центры горно-долинного оледенения и активизируется избирательная ледниковая экзарация пород массивов. В Ловозерском массиве, как было отмечено С.А. Лихачевым и В.Я. Евзеровым, именно в эти периоды происходила интенсивная денудация массива, в том числе пород «лопаритового комплекса» (луявритов и уртитов), и формирование богатых ледниковых, флювиогляциальных и озерных лопаритовых россыпей. Иными словами, можно утверждать, что пульсация покровного оледенения запускает механизм изостазии, а тот, в свою очередь, стимулирует вскрытие коренных источников и формирование россыпей.
Несколько слов стоит сказать и о морском ледовом литогенезе, который, в зависимости от продолжительности ледового покрова, в большей или меньшей мере подавляет процессы сортировки обломочного материала в береговой зоне, что не способствует формированию масштабных прибрежноморских россыпей, даже при прочих благоприятных условиях. He изученной остается возможность волновой сепарации и концентрации тяжелых минералов тонкопсаммитовой размерности, поступающих в покрытые льдом бассейны при размыве промежуточных коллекторов. Установленные в последние годы повышенные содержания минералов типичной для комплексных титано-циркониевых россыпей ассоциации (ильменита и циркона) — до 30 и более кг/м3 на мощность рудного интервала 3-3.5 м в ледово-морских осадках марресальской свиты нижнего плейстоцена в низовьях р. Оби — свидетельствуют о возможной сепарации тяжелых минералов в зоне действия придонных течений, однако промышленные перспективы таких концентраций пока не определены.
Вместе с тем, в отличие от рассмотренных выше россыпей, сформированных в условиях перигляциального и аридного литогенеза, россыпеобразующее значение ископаемых ледниковых формаций (тиллитов) вряд ли может оспариваться. В истории Земли, помимо позднекайнозойского, или «современного», ледникового периода (начавшегося в неогене и достигнувшего максимума в позднем плейстоцене), известны еще, по крайней мере, четыре периода великих оледенений продолжительностью не менее 20-30 млн. лет каждый, в свою очередь насчитывающие по несколько самостоятельных оледенений и стадий: 1) нижнепротерозойское оледенение (2300 Ma), один из центров которого (Гуронский) располагался на юге Канадского щита, а второй — в районе Трансвааля (тиллиты Грикватаун); 2) позднепротерозойское оледенение с максимумом в венде (на севере Европы); 3) ордовикское оледенение (480-500 Ma), главный центр которого находился в Северо-Западной Африке (плоскогорье Ахаггар, где располагался Южный полюс), а другой — в области современной ЮВ Бразилии и восточной Намибии; 4) «Великое пермо-карбоновое оледенение», с максимумом похолодания около 300 Ma, охватившее весь юг Гондваны, с главным центром, располагавшимся в Южной Африке (рис. 1.8). Это оледенение оказало громадное влияние на формирование россыпей на платформах Гондваны, обусловив широкий разнос россыпеобразующих минералов и оставив мощные толщи ледниковых и водно-ледниковых отложений широкого генетического диапазона; от истинных тиллитов до ленточных глин приледниковых озер, которые сыграли важнейшую роль в качестве промежуточных золото- и алмазоносных коллекторов для более молодых россыпей (алмазоносные и металлоносные конгломераты свиты Итатаре в бассейне р. Параны в Бразилии, серии Двайка в Южной Африке и на Мадагаскаре, серии Лукулу в области кратона Конго).
Особое место в ряду континентальных литогенетических обстановок занимает карстовый морфолитогенез, особенности которого, в отличие от перечисленных выше «зональных» типов литогенеза, определяются свойствами субстрата коренных пород. Сочетаясь с зональными типами литогенеза, карстовый морфолитогенез определяет специфические механизмы концентрации рудных минералов, придает особые черты составу рудных залежей и определяет чрезвычайно сложную структуру россыпных месторождений «карстовой фациальной области».
Как отмечалось исследователями карста И.С. Щукиным, Н.М. Гвоздецким, Р.А. Цыкиным и др., карстовые процессы протекают во всех климатических зонах, однако наиболее ярко они выражены в области гумидного тропического и субтропического климата. Классическим районом тропического и субтропического карста и связанных с ним россыпей является Юго-Восточная Азия. Соответственно, в условиях умеренных и высоких широт наибольшая рудоносность, в том числе и россыпная, присуща ископаемому, преимущественно мезозойскому карсту, наиболее ярким выражением которого являются переотложенные коры выветривания в карстовых полостях и протяженные эрозионно-карстовые долины, заключающие наиболее масштабные россыпные месторождения. Карстовые россыпи, формировавшиеся в условиях бореального и субполярного климата, обычно составляют лишь фрагмент россыпей нормальных эрозионных долин. В силу этого все сколько-либо значительные россыпи, несущие следы влияния карста, в умеренных и высоких широтах, в том числе на территории России, имеют дочетвертичный, чаще всего мезозойский, возраст. Признаки влияния карстовых процессов установлены и в палеозойских россыпях, например, в базальных горизонтах алмазоносных песчаников такатинской свиты среднего девона на Урале, а также в редкометалльной россыпи Томтор, где они отвечают за формирование вмещающей россыпную залежь озерной ванны структурно-карстового происхождения.
На развитие и сохранность карстовых россыпей большое влияние оказывает морфоструктурный контроль, состоящий в том, что все масштабные карстовые россыпи связаны с формацией современного или древних, обычно погребенных, пенепленов, на которых процессы карстообразования протекают параллельно с формированием площадных кор выветривания и накоплением высокоглинистых элювиальноделювиальных, пролювиальных и аллювиальных толщ. Во воздымающихся морфоструктурах карстовые процессы развиваются параллельно с эрозией и имеют, как известно, существенный вертикальный диапазон, однако эти формации в целом имеют меньшее значение в развитии россыпей, связанных с тропическим карстом, поскольку практически не сохраняются в ископаемом состоянии.
На примере россыпей Юго-Восточной Азии удается проследить генетический ряд россыпей областей карстового морфолитогенеза, который включает: а) остаточные элювиальные россыпи мощностью 5-10 м, обычно в виде выдержанных покровов или изолированных карманов; б) коллювиально-пролювиальные россыпи, накапливающиеся в карстовых полостях и депрессиях у перегибов склонов и в уступах педиментов; в) пролювиально-аллювиальные россыпи, характерные для малых долин; г) аллювиальные и озерные россыпи, свойственные карстовым долинам среднего порядка, в том числе и подземным (рис. 1.9). В качестве характерных черт россыпеобразования в карстовой фациальной области следует также отметить формирование своеобразных «косых пластов» золотоносных россыпей, формирующихся в структурно-карстовых депрессиях на границе гранитных куполов с карстующимися породами (Южный Урал), а также озерных россыпей ближнего сноса в структурно-карстовых депрессиях. При этом оба названных типа россыпей встречаются и в составе ископаемых россыпных формаций.
Таким образом, анализ влияния разных типов литогенеза на процессы формирования россыпей показывает, что каждый из них вносит свои специфические черты в эти процессы. Иногда они придают россыпям конвергентные признаки, как это имеет место в россыпях перигляциальной и аридной областей, что важно при реконструкции палеообстановок древних эпох россыпеобразования. Однако ни один тип континентального литогенеза, включая гипераридные обстановки пустынь и обстановки областей покровного континентального оледенения, не является «запретным» для формирования россыпей, что значительно расширяет перспективы поисков ископаемых россыпных формаций и возможный потенциал россыпных провинций и районов.
