Триасовое выполнение грабенов Урала мощностью 1–3 км (до 4 км) принадлежит двум свитам: тулунской нижнесреднетриасовой вулканогенномолассовой и средневерхнетриасовой челябинской сероцветной. Континентальные отложения тулуна часто подстилаются корой выветривания, в том числе по гранитоидам. На базальных конгломератах или брекчиях залегают лавы и туфы базальтов. Отмечены в подчиненном количестве лавы и туфы липаритов. В верхах свиты известны пестроцветы с редкими прослоями бурого угля [10, с. 62–66]. V. V. Zaykov et al. [11, с. 322] связали с позднепалеозойскими гидротермальными изменениями ультрамафитов известные уральские месторождения талька. На площади их рудных полей, помимо собственно тальковых залежей, распространены породы актинолит-тальковые, тальк-тремолитовые, хлорит-тальковые, брейнерит-тальковые. Иногда тальксодержащие образования оказываются перекрытыми продуктами выветривания. Среди талькмагнезитовых пород наблюдаются блоки серпентинитов, рассеченные многочисленными дайками диоритов (Шабровское тальк-магнезитовое, Миааские талькитовые месторождения). Благородный тальк-стеатит образует залежи мощностью 1–2 м на контактах с дайками. Здесь же попадаются и нодулы светло-серого нефрита.
В позднегерцинский этап на Урале возникло множество интересных в экономическом отношении месторождений, связанных с гранитоидами. К ним относят скопления золотоносных сульфидов Березовского (имеются девонские определения, 380 млн лет, но их считают удревлеными), Кочкарского, шеелитовые (Гумбейское), вольфрамитовые (Юго-Коневское), тантало-ниобий-флюоритовые, берилл-флюоритовые, пьезокварцевые. В позднегерцинское время продолжился процесс появления все новых месторождений медноколчеданных руд, начавшийся в силуре. Если самые древние месторождения Кабанское V, Левиха этого типа датируют 430–410 млн лет, то наиболее поздними оказываются средне- и даже позднекаменноугольные – 300 млн лет и моложе [12; 13, с. 132, 133]. Частично позднегерцинскими являются по датам (325–285 млн лет) колчеданы месторождений Дегтярского, им. ХIХ Партсъезда, Учалы, финальные стадии рудообразования Блявинского, Сибаевского, Гая.
К рубежу среднего и позднего карбона относят становление известных пегматитовых месторождений драгоценных камней – изумрудов, аквамаринов, топазов, турмалинов – Мурзинки, описанные в свое время А. Е. Ферсманом. Пегматиты Ильменского заповедника Южного Урала с колумбит-танталитовой минерализацией, вероятно, несколько моложе: они связаны с гранитами, возраст которых 0, 27–0, 21 млрд лет (ранняя пермь – средний триас).
Биотит-карбонатные нефелиновые сиениты– миаскиты Южного Урала датированы 270–260 млн лет (пермь). Их массив в районе станции Миасс, Челябинская область, занимает площадь 30 Ч 5 км.
Миаскиты сопровождают жилы нефелиновых пегматитов, иногда с пирохлором. На севере массива имеется Вишневогорское месторождение ниобия (60о 42’ в.д., 56о 56’ с.ш.) – тела альбититов и альбитизированных пегматитов и зоны карбонатизации. Они и содержат промышленные концентрации малотанталового пирохлора. Концентрации Nb2О5 – 0, 1–0, 2 % [14, с. 50].
Важным источником флюоритового сырья для металлургической промышленности [13, с. 134] с предвоенного времени была Амдерма. Ее залежи предположительно триасового возраста, обнаруженные на берегу Карского моря в северной части Югорского полуострова, эксплуатировались с 1930 г., но ныне работы на месторождении приостановлены [15, с. 417]. Руды Амдермы содержат до 70 % и более флюорита, несколько процентов цинка (максимально 16, 7 %), медь и свинец. Открыто в них и золото, первые граммы на тонну [15, с. 333].
Месторождение находится в пределах Пайхойско-Вайгачского антиклинория, для которого характерна зональность в размещении скоплений: меди и никеля – среди кембрийских метаморфитов в ядре структуры, свинцово-цинковых, флюоритполиметаллических, флюоритовых – на крыльях и в периклинальном замыкании. Жильные, пластовые, гнездообразные и неправильной формы залежи с флюоритом открыты в этом районе в наиболее напряженных тектонических обстановках на сорока площадях среди отложений от рифейских до пермских.
Казахстанский металлогенический пояс протяженностью до 6000 км при ширине до 2000 км и имеет сложное мозаичное строение. Во впадинах Баканас, Калиакэмель, Токрау (север Балхаш-Илийского вулканического пояса) верхи нижней – низы верхней перми представлены трахибазальт-трахилипаритовой формацией. В поздней перми – раннем триасе восточней Караганды появились проявления наземного существенно калиевого контрастного вулканизма аюлинского комплекса. Его аналог – семейтаусский комплекс к западу от Семипалатинска, на западном ограничении Иртыш-Зайсанской складчатой системы герцинид Казахстана. Пермские субширотные рифтовые зоны известны и в соседнем Джунгарском массиве на территории Китая [10, с. 51–56, 61]. Помимо Зайсанской складчатой системы (Горный Алтай + Калбинский хребет, или Калба), К. И. Сатпаевым (1958 г.) для позднегерцинского этапа выделены структурно-металлогенические зоны: 1 – Центрально-Казахстанская мозаичного строения с месторождениями редких металлов (ассоциируют с интрузиями аляскитовых гранитов); 2 – Тургайская с железорудными скарнами Соколовско-Сарбайского рудного поля; 3 – Мугоджары, крайний юг Уральского пояса с хромитовыми, медноколчеданными рудами и асбестом; 4 – Каратаусская с полиметаллическими, золотоносными и редкометалльными рудами Ачисая и Миргалимсая; 5 – Северного Тянь-Шаня с месторождениями полиметаллов, золота, редких металлов. Месторождения различных генетических типов, даже близкие по возрасту, не могли не возникать в отличных структурных обстановках.
Некоторые выводы для позднегерцинского минерагенеза таковы [13, с. 148–154]: 1 – телетермальные стратиформные месторождения медистых песчаников с поздним свинцовым оруденением Джезказганского типа предположительно связаны с невскрытыми позднегерцинскими гранитоидами;
2 – телетермальные свинцово-цинковые залежи типа Ачисай-Миргалимсай в хребте Каратау, хотя и локализованы среди верхнедевонских–нижнекаменноугольных отложений, но тоже сопряжены с позднегерцинскими кислыми интрузивами; 3 – скарново-карбонатные руды Аксоран-Акжальского типа локализуются в приконтактных зонах позднегерцинских (?) гранитоидов; 4 – барит-галенитовые залежи типа Карагайлы-Кайракты, особенно продуктивные в отношении галенита, располагаются вдоль зон разломов и связаны с позднегерцинскими гранитоидами.
Среднеазиатский металлогенический пояс при средней ширине около 400 км протянулся по южной периферии Казахстанского пояса на 2000 км. В начале позднегерцинского этапа здесь внедрялись гипербазиты и габбро, датированные 320– 310 млн лет (верхи раннего и начало среднего карбона), возникали небольшие проявления хромита и платиноидов [13]. Признаками дилатансии, господствовавшими на уровне верхней мантии, считают проявления лампроитоподобного и щелочно-базальтоидного магматизма Чаткало-Кураминских гор, Западного Таласа и Каржантау [16, с. 114–160], которые тяготеют к единой глубинной Лашкерек-Пскемской (Дайбабинской) зоне нарушений. Трубчатые тела описаны в юго-западных отрогах Чаткальских гор, где Лашкерек-Пскемскую зону рассекают субширотный Кошмансайский и северо-западный по простиранию Кенкольский разломы. В зоне влияния последнего имеется Тереклинский грабен, заполненный вулканитами С2 (минбулакская свита). Описываемые тела тянутся вдоль грабена на северо-запад. Диатрема Кошмансай локализована в ЮВ борту грабена на контакте известняков С1 и Акбулакского интрузива. Так как диатрема лампроитоподобных пород рассекает нижнекаменноугольные известняки и в свою очередь рассечена кислыми и основными дайками С2-3, считают, что верхний предел ее возраста – это верхи среднего карбона. Интересно, что лампроиты алмазоносны, содержат обломки серых прозрачных кристаллов полезного компонента (самый крупный – 0, 8–0, 9 мм). По классификации Ю. Л. Орлова, они принадлежат плоскогранным октаэдрам 1 разновидности, реже псевдоромбододекаэдрам той же разновидности.
Алмазосодержащие черные брекчии отличаются повышенными концентрациями самородных металлов и карбидов (железисто-кобальтистой меди, кобальта, когенита (Со, Ni)3C, карбида вольфрама) [16, с. 141].
В середине этапа произошло становление тел гранитоидов (270–260 млн лет, поздняя пермь), с которыми ассоциируют арсенопиритовые скопления, обогащенные Au, Bi, Co. Наиболее продуктивной оказалась поздняя стадия. С ее малыми, тоже пермскими, интрузиями связывают месторождения и проявления Pb, Zn, Sn, Mo, Bi, Au. Минерагенические процессы происходили на фоне заметных тектонических преобразований. Пермский и раннетриасовый рифтогенез отмечен в отдельных районах Иртыш-Зайсанской, Джунгаро-Балхашской областей и в Тянь-Шане. В Чаткальско-Кураминской зоне Западного Тянь-Шаня возникают грабены и горсты, формируются пояса позднепермских даек субщелочного кислого и основного составов. На востоке Заилийского Алатау, в хребте Кетмень (северо-восток Северного Тянь-Шаня), в субширотном троге появляются позднепермские тела трахибазальтов, оливиновых базальтов [10, с. 51–56, 61].
A. Yakubchuk et al. [17] полагают, что герцинский Тянь-Шаньский ороген формировался в ходе позднепалеозойской коллизии континентов Каракум-Таримского и Палео-Казахстанского. Западная часть Тянь-Шаня в Казахстане и Узбекистане образована: 1 – северотянь-шаньской деформированной окраиной Палео-Казахстанского континента; 2 – среднетянь-шаньской позднепалеозойской вулкано-плутонической дугой; 3 – южнотянь-шаньским интенсивно деформированным складчатым и надвиговым поясом на месте окончательного закрытия Палео-Туркестанского океана. На рис. 2 пунктирными линиями выделен временной интервал становления (в пределах погрешности) двух главных месторождений золота: Мурунтау Кызылкумского сегмента и Кумтор на востоке зоны сдвига Талас-Фергана.