Бесплатный автореферат и диссертация по геологии на тему

Геология и рудоносность субвулканических интрузий кислого состава Востока России

ВАК РФ 04.00.01, Общая и региональная геология

Автореферат диссертации по теме "Геология и рудоносность субвулканических интрузий кислого состава Востока России"

РГо ОД

РОССИЙСКАЯ АКАДЕМИЯ НАУК

ДАЛЬНЕВОСТОЧНОЕ ОТДЕЛЕНИЕ ИНСТИТУТ ТЕКТОНИКИ И ГЕОФИЗИКИ

На правах рукописи

МИШИН Леонид Федорович

ГЕОЛОГИЯ И РУДОНОСНОСТЬ СУБВУЛКАНИЧЕСКИХ ИНТРУЗИЙ КИСЛОГО СОСТАВА ВОСТОКА РОССИИ

Специальность 04.00.01 - общая и региональная геология

АВТОРЕФЕРАТ

диссертации на соискание ученой степени доктора геолого-минералогических наук

Хабаровск 1995

(

Работа выполнена в Институте тектоники и геофизики Дальневосточного отделения Российской Академии Наук

Официальные оппоненты - доктор геолого-минералогических наук

В.И.Сухов (ДВИМС, г.Хабаровск)

доктор геолого-минералогических наук В.Г.Сахно (ДВГИ, г.Владивосток)

доктор геолого-минералогических наук Л.В.Эйриш (АмурКНИИ, г.Благовещенск)

Ведущее предприятие - Дальневосточный геологический комитет

Защита диссертации состоится 6 д екабря 1995 г. в 14.00 на заседании диссертационного совета Д.002.06.05 Президиума Дальневосточного отделения РАН: 680063, г.Хабаровск, Ким Ю Чена, 65.

С диссертацией можно ознакомиться в библиотеке Института тектоники и геофизики ДВО РАН.

Отзывы направлять по адресу: 680063, г.Хабаровск,Ким Ю Чена, 65, ИТиГ, Ученому секретарю совета.

Автореферат разослан " г.

Ученый секретарь диссертационного совета доктор геолого-минералогических наук В.Г.Варнавский

ВВЕДЕНИЕ

Актуальность проблемы.

Субвулканические породы по объему сопоставимы с покровными фациями. Это основной компонент корневых зон вулканов и поэтому к ним обычно приурочены поля гидротермально измененных пород и руды различных полезных ископаемых. Субвулканические породы -главное связующее звено между вулканическими и плутоническими породами и решение проблемы вулкано-плутонизма тесно связано с , изучением субвулканических интрузий.Однако степень изученности этих образований остается крайне низкой. Несмотря на определенные достижения в исследованиях субинтрузивных пород, наиболее активно проводившихся в 60-70-е годы нашего столетия, существующие классификации и модельные построения носят преимущественно описательный характер и основываются на самых общих генетических представлениях. Несмотря на слабую изученность этих образований, с конца 70-х годов интенсивность научных исследований по проблеме "близповерхостный магматизм" резко упала. Связано это, по-видимому, с тем, что методический уровень и принятая детальность исследований не позволяли расшифровать структуру субинтрузивов и тем самым выйти из круга уже известных фактов, имеющих, главным образом, качественный характер.

Цель работы - выявить основные закономерности морфологии внутреннего строения, петрографического состава и рудоносностй субвулканических интрузий кислого состава и на этой основе создать их классификацию и обобщающие модели, пригодные для практического использования и решения таких общетеоретических проблем магматической геологии, как проблема пространства, проблема вулкано-плутонизма и проблема металлогенической специализации магматических пород.

Основные задачи исследования.

Для достижения поставленной цели необходимо было решить следующие задачи:

1. Обобщить и систематизировать имеющиеся литературные данные по близповерхостному магматизму.

2. Создать методику структурного картирования и изучения субвулканических и вулканических пород, которая бы позволяла

составлять высокоинформативные геологические карты этих образований.

3. На основе детальных структурных карт и комплексных петрографических и петро-геохимических исследований выделить основные морфо-генетические типы субвулканических интрузий и расшифровать механизм их образования.

4. Установить последовательность геологических событий в ряду вулканизм—близповерхостный магматизм—плутонизм и соотношение вулканизма и плутонизма.

5. Установить роль субвулканических интрузий в распределении рудной минерализации.

Защищаемые положения.

1. Флюидальные структуры течения, ориентировка вкрапленников и ксенолитов и форма газовых пузырей в вулканических и субвулканических породах когерентно отражают траекторию и направление течения магмы и могут быть использованы в стуктурных исследованиях.

2. Форма субвулканических интрузий, их внутренняя структура тесно связаны друг с другом и с текстурно-структурными особенностями слагающих их пород. По этим признакам среди поствулканических интрузий выделяются идиоморфный и ксеноморфный типы. Первый образуется путем активного внедрения жидкой вспененной магмы с одновременной просадкой вмещающих пород, а вторые - в результате спокойного заполнения вязкой магмой пространства опускающихся блоков в условиях растяжения.

3. Кислые вулканические и субвулканические породы по петрографическому составу и условиям кристаллизации разделяются на эвтектический и когектический типы. Эвтектический тип характеризуется неравновесным трехфазовым составом. В породах разной основности состав фаз остается постоянным, меняется лишь их соотношение. Котектический тип пород отличается равновесной кристаллизацией и близкомплементарным составом вкрапленников и основной массы валовому составу пород.

4. По преимущественному развитию эвтектического и котектического типов вулканитов, а также по характеру разреза ареалы мезозойско-кайнозойских вулканических и субвулканических пород Дальнего Востока делятся на парные зоны: внутренние - с одинарным типом разреза и внешние - с двойным типом разреза.

5. В развитии магматогенной системы наблюдается прогрессивная стадия от вулканизма к плутонизму и регрессивная - от плутонизма к вулканизму. Образование гипабиссальных гранитоидов на прогрессивной стадии происходит, главным образом, in situ путем магматического замещения вмещаюших пород и последовательной переработки ранних фаз поздними,

6. Среди вулканических и субвулканических пород выделяются магнетитовая и ильменитовая серии. Различия серий обусловлены окислительными условиями, определяющими акцессорный состав и железистость темноцветных минералов. Мерой окислительных условий может быть коэффициент Г= Fe20,/(FeO+Fe.,0.1)+0,38-Si02 /200. В конкретных магматических системах f=const и практически не зависит от Р-Т условий кристаллизации пород. Карта значений Г, построенная для Дальнего Востока, показывает наличие корреляции окислительно-восстановительных условий с глубинным строением Земли и отражает специализацию территорий с окислительным режимом на халькофильную-, с восстановительным - на литофильную минерализации.

Фактический материал и личный вклад.

Основой для работы послужили результаты детального целенаправленного структурного картирования, проведенного автором для ряда эталонных объектов, таких как Верхне-Аллахский, Атарбайский, Мукулакитский и Тарынский субинтрузивы, Сизинджинский гранитоидный массив, "Валунистый" и "Красивый" субинтрузивные купола. Кроме того были пересмотрены материалы геолого-съемочных работ, выполняемых автором в составе геологосъемочной экспедиции ПГО Дальгеология (Ульинский прогиб, Нижне-Бурейское вулканическое поле, Яурин-Каменушинская группа вулканоструктур). Были также проведены рекогносцировочные маршруты в Хингано-Олонойской вулкано-тектонической депрессии, просмотрены коллекции образцов и шлифов субвулканических и вулканических пород из Баджальского, Ям-Алиньского и Эзопского вулканогенов. Выводы по петрографии и петрогеохимии сделаны на основании многих сотен химических анализов, которые сопровождались рентгено-спектральными определениями U, Th, Rb, Sr, Zr, Y, Nb, Pb. Было сделано около 200 микрозондовых анализов минералов и стекол, описано и опробовано около 50 км керна скважин. Петрографическая коллекция образцов (петрографическая

шлифотека), использованная в работе, составила около 50 ООО шт. В работе также использован обширный литературный материал.

Научная новизна.

1. Установлен^ основные закономерности пространственной ориентировки вкрапленников и других включений, а также микро- и макропликативных структур течения в лавах и субинтрузиях. Выявлена зависимость морфологии газовых пузырей от кинематических факторов лавы. На основе выявленных закономерностей разработана оригинальная методика использования перечисленных компонентов для определения морфологии тел и направления течения магмы.

2. Выделены морфогенетические типы субвулканических интрузий, построены их обобщающие модели.

3. Обосновано деление вулканических пород кислого состава на эвтектоидный и котектический типы. Для эвтекгоидного типа вулканитов установлены неравновесность и трехфазность состава, постоянство химического состава отдельных фаз и наличие отрицательной корреляции между количеством вкрапленников и содержанием в породе Si02.

4. По распределению пород котектического и эвтектического типов и направленности вулканизма обосновано разделение ареалов мезозойско-кайнозойских вулканических пород Востока России на одинарные и двойные парные вулканические зоны.

5. Обосновано, что дискордантные гипабиссальные гранитоидные плутоны в значительной мере формируются in situ путем магматического замещения. Становление плутона происходит направленно" от основных пород к кислым с последовательной переработкой ранних фаз поздними, при этом наследуются геохимическая и изотопная системы первичных фаз.

6. На примере постбатолитовых интрузий порфирового типа и аляскитов показано, что зарождение магмы начинается с выплавления кварц-полевошпатовой эвтектики, а дальнейшая эволюция расплава происходит под воздействием ассимиляционных процессов по схеме: контаминированная магма—гибридная магма—предельная гомогенная магма.

7. Установлено, что среди вулканических пород так же, как и среди гранитоидов, выделяются магнетитовая и ильменитовая серии.

8. Железистость темноцветных минералов вулканических и субвулканических пород определяется окислительно-восстановительнными условиями их кристаллизации.

9. Рассчитан коэффициент f' = Fe2Oj/(FeO+Fe203)+0,38-810/200, который можно использовать как показатель фугитивности кислорода.

10. Обоснован вывод ,что в конкретных магматогенных системах значение Г сохраняется на одном уровне и почти не зависит от химического состава пород, глубин их выплавления и кристаллизации.

11. Впервые для крупного региона построена карта окислительно-восстановительных условий, которая обнаруживает высокую корреляцию с картами полезных ископаемых и глубинным строением региона.

• \

Практическое значение.

]. Разработана методика структурного изучения и картирования вулканических и субвулканичёских пород. Эта методика доступна для широкого круга геологов и не требует больших дополнительных затрат и в то же время ее применение резко повышает информативность геологических карт.

2. Практика показывает,что использование моделей ксеноморфного и идиоморфного типов субинтрузивов значительно упрощает картирование этих образований. Поскольку с субинтрузиями и особенно с их приконтактовыми зонами часто связана рудная минерализация, то знание морфоструктурных особенностей субинтрузий может значительно повысить эффективность поисково-оценочных работ.

3. Классификация магматических пород на ильменитовую и магнетитовую серии имеет важное значение при металлогенических построениях, а использование комплекса признаков, таких, как окисленность железа, магнитная восприимчивость и железистость темноцветных минералов, позволяет сделать такое разделение весьма надежным.

Реализация работы.

Методика структурного изучения и картирования вулканических пород была рассмотрена Дальневосточным филиалом НРС и рекомендована к применению в геологических организациях Дальневосточной зоны. Имеется акт внедрения . Опытные работы по применению методики проводились в геолого-съемочных партиях Хабаровской поисково-съемочной экспедиции (имеется акт внедрения).

Модель строения субвулканических интрузий ксеноморфного типа используется и получены хорошие результаты при поисково-оценочных работах на золото-серебряное оруденение, которые

проводятся Австралийской горно-добывающей фирмой CRA Exploration совместно с Геофизическим государственным горногеологическим предприятием.

Апробация.

Первые результаты изучения субвулканических интрузий кислого состава были доложены в 1967 г. на геологической конференции геолого-съемочной экспедиции в г.Хабаровске и в 1970 г. в г.Абакане на совещании "Проблемы палеовулканизма Средней Сибири". Затем материалы докладывались на IV (1979) и VIII (1989) всесоюзных палеовулканических совещаниях а Хабаровске. На всесоюзном совещании в Свердловсе (1987 г.) "Интенсификации регионального геологического изучения территории СССР", на всесоюзном совещании в г.Хабаровске (1988) "Металлогеническое районирование вулканических поясов", на семинаре "Рудно-магматические системы" в г.Якутске (1989), на семинаре "Геохимия магматических пород" в Москве (1990), на всесоюзном семинаре "Петрофизика месторождений" в г.Ленинграде (1990), на всесоюзном палеовулканологическом совещании в Иркутске (1992) и на других совещаниях, научно-практических конференциях и ученых советах.

По теме диссертации опубликовано 35 статей, 4 монографии (одна в соавторстве с Г.М.Власовым и одна коллективная) и один препринт.

Объем работы.

Диссертация представлена в виде рукописи объемом 437 страниц, состоящей из 9 глав, введения и заключения. Включает 84 иллюстрации и 17 таблиц. Список использованной литературы содержит 223 наименования печатных работ.

В процессе подготовки диссертации автор пользовался ценными консультациями и советами Н.П.Романовского, Б.А.Натальина, В.М.Бирюкова, В.С.Приходько, Л.П.Карсакова, Л.И.Брянского, В.Г.Бормотова и др. Отдельные исследования выполнены совместно с Г.М.Власовым и Н.П.Романовским. Многим автор признателен за предоставление анализов, шлифов и др.материалов, способствовавших завершению работы. Особенно хочется поблагодарить за предоставленные материалы С.О.Максимова, М.Ю.Носырева, Н.В.Бердникова и В.Б.Григорьева. В проведении полевых работ принимали участие А.И.Солдатов, Л.Л.Петухова, Н.А.Горбунова,

К.Тимергазин. В оформлении диссертации большую помощь оказали Р.И.Рыпалова, А.И.Солдатов, М.В.Еремина.

С первых шагов работы над диссертацией неизменную поддержку автор получал от Г.М.Власова. Всем названным и другим коллегам, способствовавшим проведению работ, автор выражает искреннюю признательность и благодарность.

1. СОСТОЯНИЕ ПРОБЛЕМЫ

Близповерхостные магматические образования характеризуются разнообразием форм проявления и пестротой структурно-текстурных особенностей пород, нередко переходных к плутоническим породам. Это создает сложности при их картировании и при определении объема самого понятия "субинтрузив".

Большинство исследователей ограничивается генетическим определением понятия субинтрузив, понимая под этим интрузивные тела, связанные с вулканизмом (Шипулин,1965; Святловский,1971; Барсуков и др., 1972; Власов, 1978). Особенно остро дискутируется отнесение к классу субвулканических-мелкозернистых интрузивных пород порфирового типа (Шипулин,1965; Власов,1978).

Автор придерживается широкого толкования термина субинтрузив, включая в него интрузивные образования, сложенные слабо раскристаллизованными породами вулканического- и переходного к плутоническим породам петрографического облика.

Широко и плодотворно близповерхостный магматизм изучался в 60-70-е годы (Рудич, 1959,1966, 1970,1978; Яковлева, 1962; Ичетовкин, 1962; Гельман, Фаворская, 1963; Шипулин, 1965; Яковлев, Гончарова, 1966; Червяковский, 1967; Бородаевская, Апельцин, 1969; Сухов, Шлейснер, 1974; Власов, Попкова, 1978 и др.). Основными итогами этих исследований явилось установление широкого распространения субвулканических образований в вулканических поясах различной тектонической природы и признание их важной роли в локализации эндогенного оруденения.В эти же годы были предприняты попытки систематизации материала по близповерхостному магматизму и создания классификации суббулканических интрузий. Наиболее развернутая классификация была предложена К.Н.Рудичем (1978), выделившим два крупных класса субинтрузивов: 1 - субинтрузивы, не имеющие непосредственной связи с вулканизмом; 2 - субинтрузивы, тесно связанные с вулканизмом. В.И.Сухов и О.В.Шлейснер (1974) классифицируют субвулканические интрузии на: 1 - жерловой тип (корни вулканических построек); 2 - субинтрузивы центрально-

кольцевых комплексов кальдерно-депрессионного типа; 3 - центрально-конические комплексы, связанные с куполовидными структурами. В последней классификации отражена важная роль тектонических условий на формирование субвулканических образований. Вместе с тем, в ней, как и в других классификациях не заложены какие-либо закономерности строения субинтрузивов. В них не рассматриваются ни структура, ни морфология интрузивов, ни их петрографический состав. Это, безусловно, снижает научную и прагматическую ценность таких разработок.

На основе проведенных исследований и с учетом данных других исследователей автором разработана классификация субвулканических интрузий, которая учитывает место субинтрузивов в последовательности магматических событий, а также морфо-структурные признаки субинтрузивных тел и петрографические особенности слагающих их пород.

Выделены следующие типы субинтрузивов.

I. Субвулканические интрузии вулканической стадии.

I. Жерловский тип (жерловины, дайки и другие виды подводящих каналов).

II. Поствулканические интрузии (формируются после или на заключительной стадии вулканических циклов).

1. Крупнообъемные субинтрузивы (идиоморфный тип).

2. Блоковые субинтрузивы (ксеноморфный тип).

3. Добатолитовые субинтрузивы порфирового типа.

III. Постбатолитовые субинтрузивы.

1. Субвулканические интрузии порфирового типа.

Промежуточное положение субвулканических образований в ряду магматических пород - это главный аргумент выделения вулканоплутонических комплексов (Устиев, 1969). Идея вулкано-плутонизма глубоко внедрилась в сознание геологов, главным образом, в самом упрощенном виде, когда гранитоиды рассматриваются как остаточные камеры вулканических извержений, а субвулканические интрузии - в качестве подводящих каналов. В целом, ряд - вулканы— субинтрузии—гипабиссальные интрузии обычно отождествляется с глубинностью единого магматического очага. Наиболее аргументировано связь вулканизма и плутонизма показана Ю.П.Масуренковым (1979), отметившим, что пространственно-временное соответствие вулканических и плутонических процессов следует понимать как последовательное полициклическое проявление разнофациальных форм единого магматического процесса. Не отрицая

тесных связей вулканизма и плутонизма заметим, что конкретная структура зоны перехода субинтрузии - плутоны так же, как и последовательность событий в развитии магматогенных систем, изучены крайне слабо. Сложность изучения субинтрузий и магматогенных систем, в целом, заключается в том, что невозможно в едином разрезе изучить весь разрез магматогенной системы, кроме того, поздние фазы магматизма, так или, иначе стирают проявления начальных фаз. По этим причинам для построения достоверных обобщающих моделей субинтрузивов и магматогенных систем, в целом, необходим определенный статистический минимум эталонных объектов с разными эрозионными срезами. При этом должна быть достигнута такая степень изученности магматических тел, которая бы позволяла уверенно наращивать систему, оперируя отдельными частными их разрезами. Это потребовало новых методических подходов и высокой детальности исследований.

Повышенная рудоносность субвулканических интрузий явилась главным стимулом для их интенсивного изучения. Был выделен. близповерхностный (субвулканический) тип гидротермальных месторождений. Вместе с тем пока не получены надежные критерии определения позиции различных типов оруденения в процессе вулкано-плутонизма - во времени и пространстве (Принципы прогнозирования..., 1990).

В работе изложены, главным образом, результаты личных исследований автора по данной проблеме, поэтому не все разделы равноценны по полноте описаний.

По мнению автора необходимая полнота исследований достигнута по второй группе субвулканических интрузий, составляющих основной (>90%)*объем среди субвулканических образований кислого состава. Проблема порфировых постбатолитовых интрузий носит больше постановочный характер, так как выявлен ряд закономерностей в петрографическом составе составе пород, но внутренняя структура и морфология этих образований остались изученными слабо. И почти полностью исключен из рассмотрения"жерловый тип субвулканических интрузий, образующих корневые зоны вулканов. Эти образования чаще связаны со средне-основным вулканизмом, достаточно детально описаны в работах (Шеймович, 1985; Шеймович, Патока,1980; Аптон, Уодсуорт, 1972; Мишин, 1982). ;

2. МЕТОДИКА СТРУКТУРНОГО ИЗУЧЕНИЯ И КАРТИРОВАНИЯ ВУЛКАНИЧЕСКИХ И СУБВУЛКАНИЧЕСКИХ ПОРОД

Намечены два направления исследований, позволяющих увеличить информативную емкость и "глубинность" геологических карт: 1 - изучение структур течения; 2 - фациальный анализ.

Структуры течения.

В основе структурного анализа магматических пород лежат метод Клооса, включающий комплексный анализ текстурных неоднородностей и трещиноватость пород и структурный метод Зандера, рассматривающий преимущественно оптическую ориентировку минералов. Возможности применения этих методов при изучении вулканических и субвулканических пород, в силу их специфики, весьма ограничены. В последние годы структурные исследования получили значительное развитие при изучении тектонитов, наметился также значительный прогресс в структурном изучении плутонических пород, но этот прогресс практически не затронул палеовулканологию. Вместе с тем, стекловатые вулканические и субвулканические породы характеризуются весьма разнообразным набором ориентированных структурных элементов, которые, в отличие от гранитоидов, могут быть однозначно проинтерпретированы как структуры, связанные с течением расплава.

Плоскостные структуры течения проявляются в полосчатости (флюидальности) пород, а также в ориентировке уплощенных включений (вкрапленники, ксенолиты и т.п.). Плоскостные структуры позволяют определить морфологию тел, но не несут информации о кинетике их становления.

Линейность обычно определяется по ориентировке удлиненных включений, но породы с такими структурами встречаются крайне редко, поэтому выявление новых видов линейных структур составило важную часть исследований. Наибольшее практическое значение получила линейная полосчатость, которая обнаруживается на выветрелых сколах в плоскости флюидальности. Появление её связано со струйчатостью течения магмы в пределах отдельных микрослойков. В отличие от внешне сходной флюидальной полосчатости линейная полосчатость просматривается лишь в одной плоскости, параллельной флюидальной полосчатости. В качестве линейности может быть использована также ребристость, возникающая параллельно шарнирам микроскладок течения. Эта линейность располагается чаще

всего перпендикулярно полосчатой линейности. Линейность позволяет определить траекторию течения расплава, но не отвечает на вопрос о направлении этого движения.

В движущемся расплаве возникают ротационные силы, под действием которых твердые включения начинают вращаться. Скорость вращения и угол разворота включений зависят от их удлинения. В жидкостных и газовых включениях под воздействием ротационных сил происходит перераспределение объема. В целом под воздействием ротационных сил возникает асимметрия структурного рисунка, которая может быть использована для определения направления течения расплава.

Ориентированные микроструктуры, видимые в обнажениях, встречаются редко и чаще они ограничиваются одной флюидальностью. Вследствие этого примеры детально изученных в структурном отношении вулканических и субвулканических массивов практически отсутствуют. Вместе с тем известно, что почти в каждой породе вулканического облика под микроскопом видны ориентированные структурные неоднородности. Разработанная технология структурных исследований, включающая серию последовательных наблюдений (обнажение - приполированный ориентированный образец - серия ориентированных шлифов), позволяет почти в каждом обнажении определить плоскостную ориентировку и, во многих случаях, линейность и направление течения расплава.

Фациальный анализ субинтрузивов.

Субвулканические породы весьма разнообразны по текстурно-структурным особенноетям;Степени кристалличности основной массы и другим признакам, обычно направленно изменяющимися от контактов к центру массивов и снизу вверх. Выявление и отражение на картах такой фациальной гаммы обеспечивает достаточно высокую информативность геологических карт даже при отсутствии замеров структурных элементов. Поскольку большая часть признаков видна лишь на микроуровне, то методикой предусматривается повышенная плотность отбора шлифов по профилям, ориентированным от контактов к центру массивов, а при значительной расчлененности рельефа - снизу вверх.

Подобная методика отбора образцов удобна также и для петрографических, и петрогеохимических исследований, поскольку позволяет внести в них функциональный аспект, т.е. изучить

направленность и интенсивность изменения того или иного признака в зависимости от координат изучаемых объектов.

3. СУБВУЛКАНИЧЕСКИЕ ИНТРУЗИИ ИДИОМОРФНОГО

ТИПА

Этот класс субинтрузивов рассматривается на примере Востока России, где они широко распространены в мезо-кайнозойских внутриконтинентальных вулканических зонах и во внешних частях окраинно-континентальных вулканических поясов. Они образуют крупные массивы, сопоставимые с гранитоидными плутонами (до 1800 км2). Субинтрузивы рассматриваемого типа имеют сходное строение. Различия их в основном связаны с глубиной эрозионного среза (рис.1). Они имеют чашеообразную форму с относительно крутыми бортами и пологим осложненным центральным куполом, днищем. Кровля субинтрузивов, судя по положению прикровлевых фаций, имеет выдержанное горизонтальное залегание. За счет центрального выступа ось максимальных погружений подошвы субинтрузивов смещена к периферии и имеет кольцевую форму. Границы внутренних фаций имеют субгоризонтальное положение. Контакты субинтрузивов с

Рис.1. Обобщенная модель субинтрузива (идиоморфный тип) 1 - граниты и гранит-порфиры ; 2-7 - фации субинтрузивных пород: с игнимбритовыми структурами (2), с флюидальными и массивными структурами (3), крупновкрапленниковые разности (4), гранит-порфиры, гранодиорит-порфиры (5), взрывные брекчии и туффизиты (6), дайки риолитов (дацитов) (7); 8 - игнимбрит'ы и пирокластические отложения ранней стадии формирования магматогенной системы; 9 -вулканогенный чехол; 10 - фундамент. Сплошной линией показаны резкие границы, точками - фациальные, штрихпунктирной линией - положение переходной фельзит-порфировой фации в Каменушинском субинтрузиве.

вмещающими породами рвущие, но в региональном плане они имеют простирание и углы падения, согласные с залеганием вмещающих пород. Внедрение расплава при образовании интрузий происходило межформационно, чаще вдоль границы вулканогенного чехла и фундамента. Синхронно с внедрением расплава происходила просадка подстилающих пород. Субинтрузии имеют симметричную зональность. От контактов к центру выделяется фации: приподошвенных и прикровлевых (водораздельных) игнимбритов; риолитов (дацитов) с флюидальной фельзитовой основной массой; риолитов (дацитов) с массивной микроаплитовой основной массой; слабо протоклазированных апориолитовых пород с полнокристаллической перегородчатой структурой; центральная фация гранит-(гранодиорит)-порфиров. Преобладают тела одноактного внедрения, но иногда зональность нарушается внедрением дополнительных порций расплава. Границы между фациями постепенные, лишь породы гранит-(гранодиорит)-порфировой фации имеют, наряду с постепенными, и резкостные границы. Смена фаций сопровождается уменьшением (к центру) степени протоклаза вкрапленников количества и размера ксенолитов, ростом кристалличности основной массы и т.п.

При этом химический состав отдельных субинтрузивов, не смотря на их порой гигантские размеры, остается исключительно выдержанным (колебания ЗЮ2 обычно составляют 1-2%).

Своеобразие минерального и химического состава пород, слагающих субинтрузивы идиоморфного типа, позволяют выделить их как особый тип, названный эвтектическим. Неравновесность петрографического состава - главная их особенность. Выделяются следующие парагенезисы минералов (в порядке кристаллизации): габбровый (Р1+0рх+Крх+Пт) и гранитный (С?+Ог+В1) парагенезисы вкрапленников; основная масса (<3+Ог) и минеральный парагенезис (Р1(Ог) + НрДВО), связанный сэпимагматической перекристаллизацией пород. Процентное соотношение перечисленых фаз меняется в зависимости от валового химического состава пород, но состав отдельных фаз (исключая эпимагматическую) остается практически постоянным. Габбровый парагенезис вкрапленников примерно соответствует габбро-анортозитам, а составы гранитного парагенезиса и основной массы близки и отвечают сухой кварц-поле'вошпатовой эвтетике. Постоянство состава отдельных фаз обуславливает исключительно выдержанный линейный характер трендов петрогенных элементов. Средние составы отдельных субинтрузивов располагаются строго вдоль расчетной прямой, соединяющей составы габбровой

Рис.2 . Вариационная диаграмма средних содержаний петрогенных элементов в породах Каменушинского (I), Яуринского (II), Таланджинского (III), Атарбайского(1У), Верхне-Аллахского (V), ТарынскогоVI) субвулканических массивов и автомагматических брекчий Карамкенского района (VII) (Скинина и др., 1990). Расчетные составы вкрапленников габбровой ассоциации (VIII) и основной массы пород Атарбайского и Верхне-Аллахского массивов(1Х).

ассоциации вкрапленников и предельных эвтектоидных риолитов с содержанием Si02-76% (рис.2). Изначальная строгая дозированность состава магм обуславливает наличие прямой зависимости между содержанием вкрапленников и кремнекислотностью пород (рис.3). Для вкрапленников габбровой ассоциации эта зависимость приобретает линейный характер.

Исходя из предположения, что субинтрузивные породы состава габбро-анортозита (Si02-47%) должны состоять но 100% из вкрапленников габбрового парагенезиса, а в предельных риолитах (Si02-76%), содержание этих вкрапленников должно уменьшится до нуля, была построена расчетная прямая (см.рис.3) содержаний габбрового парагенезиса вкрапленников. Реальные средние содержания

0-1, V-2, У-З, а-4, О-5, Д-6, 0-7, Х-8

Рис.3. Зависимость содержаний вкрапленников от кремнекислотности

пород.

1 - автомагматические брекчии Карамкенского района (по: Красильников и др., 1976); 2-8 - субвулканические массивы: 2-3 - Тарынский (дациты безбиотиговые - 2 и биотитовые - 3),4 - Верхне-Аллахский, 5 - Атарбайский, 6 - Таланджинский, 7 - Мукулакнтский, 8 - Яуринский. Залитые знаки - общее содержание вкрапленников, незалитые - содержание вкрапленников габбровой ассоциации. АА' - зависимость содержаний вкрапленников от 5Ю2, ВВ' -расчетная прямая, показывающая содержание вкрапленников габбровой ассоциации в зависимости от 5Ю2.

вкрапленников из отдельных субинтрузивов оказались в строгом соответствии с расчетными. Отмеченные закономерности, а также взаимоотношения минералов свидетельствуют, что кристаллизация эвтектического типа происходила дискретно в три основные стадии. Вначале кристаллизовались вкрапленники габбрового парагенезиса. После того, как остаточный состав смещается до гранитной эвтетики, начинает кристаллизоваться гранитный парагенезис вкрапленников. Температурный разрыв между этими стадиями (данные

минералогических термометров и гомогенизации расплавных включений) достигает 300°. В третью стадию (очевидно вследствие разгерметизации магматической камеры) происходит вспенивание и быстрое застеклование огромных масс остаточного эвтектического расплава. Лишь в центре субинтрузивов, в ранее обособившихся камерах, происходит замедленная кристаллизация с образованием полнокристаллических порфировых пород. Под воздействием тепла остаточных камер в прилегающих к ним зонах стекловатые породы подвергаются интенсивной собирательной перекристаллизации с образованием апориолитовых полнокристаллических пород.

Многие исследователи ( Ферштатер, Бородина, 1976; Pitcher, 1976) отмечают двуфазность, неравновесность состава гранитоидов, сходные с таковыми эвтектоидных субвулканических пород. Это свидетельствует о сходстве условий начального этапа их кристаллизации.

Для объяснения происхождения эвтектического типа пород привлекается разработанная (Presnall, Bateman, 1973; Белоусов, 1976) модель последовательного дискретного плавления пород коры с образованием спектра дозированных магм разной основности. В работе анализируются также альтернативные гипотезы, такие, как смешение магм, и модель, в которой габбровый парагенезис вкрапленников рассматривается в качестве рестита в начальной эвтектоидной выплавке. Все эти гипотезы встречают значительные трудности как петрографического, так и общегеологического характера.

4. СУБВУЛКАНИЧЕСКИЕ ИНТРУЗИИ КСЕНОМОРФНОГО

ТИПА

Этот класс субвулканических интрузий широко распространен практически во всех вулканических зонах. Во многих случаях это единственный морфогенетический тип субинтрузивов. На Востоке России они наиболее распространены в окраинноконтинентальных вулканических поясах. В пределах вулканогенов субинтрузивы чаще концентрируются в тектонических выступах, вдоль флексурных перегибов или в кольцевом обрамлении депрессионных структур. Обычно субинтрузивы образуют изометричные ареалы диаметром до 12 км. Плотность субинтрузий в скоплениях может достигать таких величин, что вмещающие породы оказываются в виде включений или узких перегородок. Пространственно такие ареалы субинтрузивов обычно совмещены с тектоническими куполами (рис. 4). Купола

характеризуются переклинальностью залегания стратифицированных пород и нередко центробежным изменением размеров и плотности субинтрузивов. В слабо эродированных тектоно-субинтрузивных куполах кровлю субинтрузивов слагают комагматичные им вулканиты "лавового" комплекса. В более эродированных структурах - породы ближайших стратиграфических уровней. Общий вертикальный размах становления субинтрузивов не превышает 700-800 метров.

В плане площадь отдельных субинтрузивов обычно не превышает 5 км2. Преобладающая их форма - блоковая с субгоризонтальными кровлей и подошвой и вертикальными прямолинейными боковыми стенками. Нередко блоки имеют наклонное залегание. В таких субинтрузивах короткие стенки вертикальные, а более длинные - круто (50-70°) наклоненные, обычно к центру купола. Достаточно широко распространены пластовой формы тела, но такие пласты также имеют вертикальные торцевые ограничения и, по сути, являются уплощенными блоками. И, наконец, третья характерная форма субинтрузивов ксеноморфного типа - это коленчатые и клиновидной формы дайкоподобные тела и жилы или, чаще, сложное сочетание коленчатых даек, жил и блоков с прямолинейными контактами, резкими угловатыми изгибами и

Рис.4. Геологическая карта купола "Красивый"

1-2 - современные аллювиальные (1) и сейсмообвальные (2) отложения. 3 - дайки и силлы трахибазальтов, хакаринский комплекс (Р). 4-15 - амкинская серия (К2): 4 - толща (IV), коигнимбритовые туфы трахидацитов с прослоями литокластических туфов смешанного состава; 5 - субвулканические трахидациты; 6-7 -толща (III): трахидациты пористые и пемзовидные (6), разнозернистые туфы трахидацитов (7); 8-12 - толща II: афировые базальты (8), коигнимбритовые туфы трахидацитов (9), плагиофировые андезито-базальты (10), пепловые слоистые туфы (11), слоистые туфы трахидацитов с горизонтами туфогенно-осадочных пород (12); 13-15 - толща (I): афировые базальты (13), коигнимбритовые туфы трахидацитов (14), разнозернистые туфы кислого состава (15). 16 - экструзивные фации. 17 - геологические границы: установленные (а), предполагаемые (б). 18 - разломы: установленные (а), предполагаемые (б), предполагаемые под рыхлыми отложениями (в). 19-24 - элементы залегания: 19 - слоистости, замеренные (а) и отдешифрированные (б); 20 - флюидальности (а - наклонная, б - вертикальная, в -горизонтальная); 21 - наклонное залегание плитчатости, перпендикулярной столбчатой отдельности; 22 - простирание контактов, отпрепарированных на местности; 23 -линейность; 24 - направление течения магмы. 25 - предполагаемое положение регионального уровня кровли субинтрузизов трахидацитов.

разветвлениями, наследующими разломы и трешиноватость вмещающих пород. Нередко такая ветвящаяся система разноплановых тел и жил приобретает форму, напоминающую гигантско-глыбовую брекчию.

Морфология тел и особенности контактовых поверхностей свидетельствуют о формировании субинтрузивов а обстановке растяжения путем выполнения пространства, образующегося при опускании и поднятии тектонических блоков и при раздвижении трещин отрыва.. Флюидально-полосчатые структуры, плавно огибающие острые выступы вмещающих пород, свидетельствуют о спокойном ламинарном течении расплава. Пассивность заполнения камер подчеркивается отсутствием на контактах эруптивных брекчий, ксенолитов и инъекций во вмещающие породы.

Анализ структур течения показывает, что внедрение расплава при образовании субинтрузивов происходило преимущественно снизу вверх. Подводящие каналы субинтрузивов блоковой формы располагаются, как правило, вдоль одной из длинных их стенок. Иногда заполнение пространства происходит туннелеобразно со стороны коротких стенок блоков.

Субинтрузивные ареалы чаще всего сложены петрографически однотипными породами. Значительно реже встречаются субинтрузивные купола, образованные несколькими петрографическими разновидностями, которые при одинаковом химическом составе различаются количеством и размером вкрапленников.Отдельные же субинтрузивные тела сложены одной разновидностью пород с узкой (первые метры) эндоконтактовой оторочкой. Эндоконтактовая зональность субинтрузий схожа с зональностью риолитовых потоков. От контактов к центру выделяются: 1. Стекла и витробрекчии; 2. Крупносферолитовые пористые породы; 3. Сильнопористые, иногда пузырчатые, породы с микросферолитовой основной массой; 4. Однотипные, обычно тонкофлюидальные и тонкоплитчатые, породы с микролитовой, трахитоидной и микропойкилитовыми структурами основной массы (слагают основной объем интрузивов). Однако нередко на контактах отмечается лишь узкая (первые см) зонка закаленных и окисленных пород темно-коричневого цвета или туфоподобных автобрекчий.

По петрографическому составу и особенно по структурам породы субвулканических интрузий ксеноморфного типа резко отличаются от идиоморфных интрузий. Среди них преобладают афировые и редковкрапленниковые разновидности, а в порфировых

породах содержание вкрапленников не превышают 30%; между количеством вкрапленников и химизмом пород отсутствует какая-либо корреляция. Вкрапленники характеризуются идиоморфизмом, для них весьма типичны гломеропорфировые и сериально порфировые структуры, но отмечается трахитоидное расположение вкрапленников со следами их вращения. Такие структуры свидетельствуют, что кристаллизация вкрапленников происходила преимущественно на

—I-1-1-1-1-1-1-1-1-1-I-1-1 I I I г-

¿1 ¿3 65 « 69 71 73 75 5Юг.1К%

Рис.5. Изменение состава вулканитов в парах "Вал - основная масса": а котектический тип, .6 - эвтектический тип

месте и реже во время движения магмы. Основная масса в породах типично "лавовая" без следов "игнимбритовости".

Во вкрапленниках встречаются (Р1> Ог, В1, <3, Нр, Рх и МО. Однако резко преобладают одно- двухминеральные парагенезисы в сочетании с одним из полевых шпатов.

Субвулканические интрузии ксеноморфного типа широко распространены в различных тектонических обстановках, поэтому химический состав их отвечает широкому спектру петрохимических серий - от слабощелочных натровых до щелочных калиевых. На тройной полевошпатовой диаграмме составы изученных субинтрузивов располагаются вдоль котектической линии, почти по нормали к тренду пород эвтектического типа.

Главная отличительная черта рассматриваемых образований -это равновесность петрографического состава пород. Состав вкрапленников, состав основной массы и валовой состав пород близкомплементарны друг другу и на роевых диаграммах образуют сближенные параллельные тренды (рис.5). Равновесность кристаллизации подтверждается тем, что вкрапленники представлены, как правило, одной генерацией, в них слабо проявлена или чаще совсем не проявлена коррозия, а структурный рисунок основной массы изменяется в строгом соответствии с изменением валового химического состава пород.

5. ТИПЫ ВУЛКАНИТОВ КИСЛОГО СОСТАВА И ИХ СООТНОШЕНИЕ С СУБВУЛКАНИЧЕСКИМИ ПОРОДАМИ

Все рассмотренные выше субвулканические интрузии идиоморфного типа расположены в сильно эродированных структурах, поэтому комагматичные им покровные аналоги в них не установлены. Лишь для таланджинского субинтрузива можно предполагать комагматичность ему слаболитофицированных туфов риолитов верхней части разреза яуринской свиты.

Наиболее представительным объектом для изучения покровных комагматов субинтрузиям рассматриваемого типа является позднемеловой баджальский комплекс, широко представленный в одноименной вулканической зоне, расположенной на стыке Буреинского массива и складчатого палеозойского обрамления.

С.О.Максимов выделяет в составе комплекса три фазы, различающиеся химизмом пород: урмийская (риодациты, риолиты), арокотская (андезито-дациты, дациты) и гербинская (риолиты). Каждая фаза завершается становлением субвулканических интрузий

аналогичного состава, но наиболее крупнообъемные субинтрузивные массивы образовались в заключительную гербинскую фазу.

Покровы и субинтрузивы баджальского комплекса сложены игнимбритами и игнимбритоподобными породами Идентичных вышеописанным субвулканическим образованиями менее туфами. Это густовкрапленниковые (25-50% и иногда до 80%) породы с полиминеральным парагенезисом вкрапленников (Р1, Ог, В1, Орх, Срх, иногда НЬ). Породы отличаются сильной восстановленностью железа. Рудный минерал представлен исключительно ильменитом. Все темноцветные минералы обладают повышенной железистостью. Основная черта петрохимического состава пород баджальского комплекса заключается в прямолинейности трендов петрогенных и малых элементов и в разнонаправленности трендов К20 и Ка20. К20 имеет устойчивую тенденцию к накоплению с ростом 8Ю2, а содержания №1,0 остаются постоянными в породах разной основности. На тройной полевошпатовой диаграмме составы покровных и субвулканических фаций образуют единый тренд, накладывающийся на тренд рассмотренных субинтрузивов идиоморфного типа и тредны гранитоидов. К этому же петротипу относятся породы обманийского, ям-алинского, эзопского и куйдусунского вулканических комплексов. Во всех этих зонах субвулканические интрузии завершают вулканизм.

Субвулканические интрузии ксеноморфного типа получили широкое распространение в окраинно-континентальных вулканических поясах. Наиболее детально комагматичные им покровные фации изучались автором в Ульинском прогибе, где мощность вулканогенного чехла достигает 5 км. Кислые вулканические породы встречаются по всему разрезу от неокома до палеогена, образуя в центральной части прогиба не менее 30 стратиграфических горизонтов разной мощности, разделенных контрастными по составу вулканическими породами. Такой же возрастной спектр образуют и субвулканические интрузии. Среди вулканитов кислого состава выделяются лавовый и игнимбритовый комплексы (Мишин, 1982).

Лавовый комплекс, включающий лавы (нередко витрофировые), лавобрекчии, пемзовые туфы и разнозернистые, часто слоистые витрокластические и кристалло-витрокластические туфы. В слабо эродированных структурах эти породы обычно являются вмещающими для субвулканических интрузий ксеноморфного типа. По химическому и петрографическому составу и даже внешним признакам лавы не отличимы от прорывающих их субвулканических пород.

Игнимбритовый комплекс образован игнимбритами и пепловыми коигнимбритовыми туфами. В центральной части Ульинского прогиба покровы игнимбритов установлены на 15 стратиграфических уровнях. Выделяется два типа игнимбритов. Резко превалируют (14 покровов из 15) игнимбриты, которые по составу и количеству вкрапленников не отличаются от пород лавового комплекса (Ульинский котектический тип). Это афировые или редковкрапленниковые (Р1+В1, иногда Рх, НрГ, МО породы. Химический состав вкрапленников и основной массы близкомплементарны между собой и валовому составу породы. От лав их, кроме игнимбритовой структуры основной массы, отличают протоклаз вкрапленников и повсеместное присутствие ксенолитов и ксенокристов. Породы лавового комплекса и игнимбриты ульинского типа и субвулканические образования ксеноморфного типа образуют на петрохимических диаграммах единые тренды, соответствующие котектическому типу. В петрохимическом составе основное отличие их от пород эвтектического типа - это болеевысокая щелочность и резко выраженная пантелеритовая согласованная тенденция накопления К20 и Na20.

Игнимбриты второго типа слагают лишь одну девокшинскую толщу. П<? петрографическим признакам это типично эвтектический тип пород. Их отличает полиминеральный состав вкрапленников (Р1+Ог+0+Срх+Нрх+В0 и неравновесность их кристаллизации. По химическому составу породы отвечают липарито-дацитам и дацитам, но основная масса в них типично фельзитовая эвтектоидная. От игнимбритов баджальского типа их отличает только высокая окисленность железа и присутствие акцессорного магнетита.

В Ульинском прогибе субвулканические интрузии кислого состава представлены исключительно ксеноморфным типом и только в ассоциации с лавовым комплексом. Достоверно установленные субвулканические интрузивы, комагматичные породам игнимбритового комплекса, не установлены.

Преимущественное распределение кислых вулканических и субвулканических пород котектического и эвтектического типов позволяет использовать их в качестве классификационных признаков при тектоническом выделении вулканических поясов.

Наиболее четко выделяются два типа вулканогенов, названных условно по характеру разреза - одинарные и двойные.

Одинарные вулканические зоны характеризуются однонаправленностью развития, пестротой и контрастностью разреза.

Контрастность в них растет снизу вверх, а завершается вулканизм формированием базальтовых (трахибазальтовых) плато, иногда с прослоями пород кислого состава. Породы кислого состава в этих зонах представлены преимущественно "котектическим" типом. Среди игнимбритов резко преобладает ульинский тип.

В двойных вулканических зонах пространственно совмещены два резко отличных вулканических комплекса. Нижняя часть разреза в таких зонах отличается пестротой и контрастностью разреза и в целом не отличается по этим признакам от низов разреза одинарных зон. Кислые породы в них также представлены преимущественно котектическим типом. Верхняя же основная часть разреза в двойных зонах сложена исключительно породами кислого состава и исключительно эвтектического типа.

На Востоке Азии вулканогены с одинарным типом разреза образуют протяженные пояса, приуроченные преимущественно к внутренним частям мезозойских активных континентальных окраин или к сутурным зонам. Двойные вулканические зоны наращивают (иногда в виде торцовых ответвлений) краевые пояса в сторону жестких континентальных структур. В целом образуются парные вулканические пояса, состоящие из одновозрастных одинарных и двойных вулканических зон. Такое деление вулканических поясов, как показано в следующих главах, хорошо согласуется с окислительными условиями магматизма, с металлогенией и глубинным строением региона.

6. СООТНОШЕНИЕ ВУЛКАНИЧЕСКИХ И

СУБВУЛКАНИЧЕСКИХ ПОРОД С ГИПАБИССАЛЬНЫМИ ГРАНИТОИДАМИ

Вулканические и субвулканические образования в орогенных вулканических зонах пространственно сопряжены с гипабиссальными гранитоидами. Особенно устойчивы эти связи в вулканических зонах с двойным типом разреза. Все крупные субинтрузивные массивы, такие, как Верхне-Аллахский и Тарынский, обрамляются многочисленными гранитоидными интр.узиями. В других случаях гранитоиды располагаются не только в обрамлении вулканических структур, но и интрудируют вулканогенные толщи, как бы "съедая" нижнюю часть их разреза. В таких структурах, как Хингано-Олонойская и Каменушинская, гранитоиды, судя по геофизическим данным, залегают на глубине 1-3 км. При решении проблемы вулкано-плутонизма акцент обычно делается на отмеченной пространственной совмещенности и морфометрическом подобии вулканических структур и гранитоидных

f

плутонов. Вместе с тем, между вулканизмом и субвулканическим магматизмом, с одной стороны, и плутонизмом, с другой, имеются существенные различия, которые зачастую игнорируются. В вулканических областях отсутствует закономерная однонаправленная смена пород разной основности. Выделяемые иногда антидромные и гомодромные последовательности, последовательно дифференцированные и контрастные серии отражают лишь некоторые общие тенденции развития вулканизма, выявляемые чаще на статистическом уровне, реальные же разрезы вулканогенных накоплений отличаются высокой контрастностью и относительной самостоятельностью в распределении породных групп (Белоусов, 1976; Мишин, 1983).

Многофазные гранитоидные плутоны, в противовес вулканизму, отличаются устойчивой гомодромной направленностью смены пород.

Далее следует отметить, что во всех случаях, когда имеются надежные" возрастные данные, плутонические породы оказываются оторваны по времени от вулканизма и от внедрения субвулканических интрузий. Более того, плутоны часто оказываются внедренными в вулка-ногенные отложения, в том числе и в верхние стратиграфические уровни, в породы, которые рассматриваются в качестве их комагматов. Мощность кровли над такими плутонами часто не превышает 500 -1000 м, что соответствует глубинам становления субвулканических интрузий. На основании этих фактов можно сделать вывод, что гранитоидные интрузии нельзя рассматривать в качестве остаточных камер вулканических извержений. Это самостоятельный акт магматизма, который может протекать на тех же глубинах, что и становление субинтрузив, но при ином геотермическом градиенте.

Наибольшие различия субвулканических и плутонических образований проявляются в решении проблемы пространства.

Формирование пространства при образовании субвулканических интрузий, как уже отмечалось, происходит за счет активной выработки камеры, в процессе просадок, а также при перемещении блоков вмещающих пород в условиях всестороннего расширения.

Проблема пространства гранитоидов, в особенности для дискордантных гипабиссальных плутонов решается не столь однозначно. Секущие резкостные контакты гранитов, с одной стороны, указывают на их внедренность, а, с другой стороны, - отсутствие следов деформаций и перемещений во вмещающих породах показывают, что механического раздвижения вмещающих пород не происходило. Механизм обрушения (Daly, 1903) и блоковых перемещений (Mayers,

1975) применительно к гранитам не находят фактического подтверждения. Механизм же магматического замещения, все чаще привлекаемый для объяснения происхождения глубинных гранитоидов, применительно к гипабиссальным гранитоидам, в силу их дискордантности, обычно не рассматривается.

Детальное структурное картирование и комплексное петрографическое и петро-геохимическое изучение многофазного Сизинджинского плутона (Куйдусунский вулканоген Охотско-Чукотского вулканического пояса) позволили расшифровать последовательность и механизм образования этого, во многом эталонного, массива. Формирование массива происходило в следующей последовательности: 1 - мелкозернистые долеритоподобные диориты, габбро и кварцевые диориты; 2 - среднезернистые диориты, расслоенное габбро и кварцевые диориты; 3 - адамеллиты; 4 - постбатолитовые порфировые интрузии; 5 - ксеноморфные субинтрузии витрориолитов.

Внедрение пород первой фазы и образование каждой последующей происходило в единых, четко очерченных, границах на площади 150 км2.

Между фазами существуют как резкостные, так и постепенные границы. Последние бывают диффузонными (с теневыми структурами) или через узкую зону мигматизации. Среди мигматитов преобладают псевдоксенолитовый и агматитовые типы. Породы каждой фазы

Рис.6. Ориентированные диаграммы замеров слоистости алевролитов в обрамлении Сизинджинского массива (1) и в ксенолитах и отторженцах (2): а - западный фланг, б - северный фланг массива

содержат ксенолиты пород предыдущей фазы и вмещающих пород. Вмещающими являются нижнемеловые вулканогенные образования Охотско-Чукотского пояса и терригенные отложения Верхоянского комплекса. По распределению ксенолитов через середину массива картируется былой контакт вулканогенных и терригенных пород. Замеры слоистости в алевролитах из ксенолитов и в обрамлении массива согласуются по простираниям и углам падения (рис.6), свидетельствуя, что это реликты неперемещенной рамы. Среднезернистые диориты замещают микродиориты преимущественно объемно с сохранением теней вмещающих пород в виде пятнистых текстур и структур, реже отмечаются мигматиты диоритов по микродиоритам. Адамеллиты образуют непрерывный спектр от капельных выделений размером от первых сантиметров до образования гомогенных масс площадью до 10 км2. Малые и объемные выделения адамеллитов характеризуются одинаковой формой тел (округлая, брусчатая и т.п.). Все они, включая и большие тела, являются бескорневыми.

Петрографический состав пород характеризуется наличием реликтов минералов из пород ранних фаз и наличием расплавных включений. Петро-геохимические особенности и значения Sr"ISru также свидетельствуют, что поздние фазы наследуют петро-геохимическую и изотопную системы ранних фаз.

Приведенные структурные и петрографические данные позволяют заключить, что формирование диоритов и адамеллитов, слагающих основной объем массива, происходило in situ с последовательным магматическим замещением пород ранних фаз поздними. Лишь за микродиоритами ранней фазы можно предполагать внедренность из с каких-то более глубоких уровней магмообразования. Инъективную природу имеет большая часть выходов постбатолитовых гранит-порфиров, гранодиорит-порфиров и микрогранитов. Путем магматического замещения образовались также аляскитовые граниты, структурно не связанные с Сизинджинским массивом.

7. ПОСТБАТОЛИТОВЫЕ СУБВУЛКАНИЧЕСКИЕ ИНТРУЗИИ ПОРФИРОВОГО ТИПА

Гранит-порфиры, гранодиорит-порфиры,сиенит-порфиры имеют характерный петрографический облик, определяемый крупными вкрапленниками полевых шпатов, погруженных в мелкозернистую основную массу. При общем внешнем сходстве порфиров. это. -гетерогенная в генетическом отношении групп магматических

образований, несущих различную металлогеническую нагрузку. Поэтому нахождение признаков, позволяющих выделять разные типы порфиров, задача важная и в теоретическом, и в практическом отношении. Автором (Мишин, 1994) было выделено пять генетических типов порфиров.

В крупнообъемных субвулканических интрузиях идиоморфного типа гранит- и гранодиорит-порфиры образуют их центральные зоны. Первый тип - это апориолитовые и аподацитовые порфиры с перегородчатой структурой и протоклазированными вкрапленниками. Полнокристаллическая аплитовая основная масса в этих породах возникает за счет эпимагматической перекристаллизации первоначально стекловатых пород.

Гранит-гранодиорит-порфиры (тип И) образуют центральную фацию субинтрузивов. Они отличаются от предыдущего типа порфиров более равновесным петрографическим составом и отсутствием порфиробластических структур.

Полнокристаллические, в том числе и порфировые породы в небольшом объеме встречаются среди субинтрузивов ксеноморфного типа (тип V). Эти породы характеризуются равновесным петрографическим составом. Для вкрапленников наиболее типична сериально-гломеропорфировая структура с постепенным уменьшением в сторону контактов размеров вкрапленников и кристалличности основной массы пород.

Четвертый тип порфиров отмечается в эндоконтактовых зонах гипабиссальных гранитоидных плутонов. Этот эндоконтактовый тип порфиров отличается повышенной такситовостью, локальностью распространения и наличием переходов к равномернозернистым гранитам.

И, наконец, самостоятельную группу составляют постбатолитовые интрузии порфировых пород (тип III). Это интересные в металлогеническом отношении субвулканические образования распространены в различных геотектонических обстановках, но г!реимущественное развитие они получили в орогенных поясах. Именно с этим типом субинтрузивов связаны порфировые месторождения меди, золота и молибдена. Данные по изотопному возрасту Порфиров из различных районов мира свидетельствуют о наличии разрыва во времени между гранитоидным магматизмом и становлением субинтрузивов данного типа (Абрамов и др., 1994; Сотников и др.,1988, 8ПШое,1991). В районах длительного развития магматизма последовательность вулканиты—гранитоиды—

порфировые интрузии может повторятся неоднократно (Шарпенок, 1979).

В Сизинджинском массиве порфиры образовались в заключительную стадию развития магматогенной системы. Наблюдается полный набор от мелких жил до крупных пластовых и штокообразных тел. Маломощные жилы и дайки состоят из мелкозернистого эвтектического по составу (кварц 37-38%) кварц-полевошпатового агрегата микроаплитовой структуры, цементирующего многочисленные угловатые обломки сильно ороговикованных вмещающих пород и обильные ксенокристы. Внешне эти породы напоминают эруптивные брекчии. Более крупные и морфологически четче обозначенные дайкоподобные тела сложены гибридными гранит- и гранодиорит-порфирами. В них от ксенолитов остаются лишь пятна, насыщенные биотитом и роговой обманкой, но часто сохраняющие остроугольную форму ксенолитов. В гибридных порфирах широко развиты порфиробластические структуры и собирательная перекристаллизация, что сближает их с аповулканическими порфирами первого типа. Основное отличие -сильный метаморфизм ксенолитов и ксенокристов. При более растянутом процессе кристаллизации, характерном для крупных тел, постепенно исчезают фрагменты ксенолитов и другие признаки гибридизма и появляется крупные вкрапленники (до 1,5 см) плагиоклаза. В крупных телах реститовые минералы сохраняются лишь в эндоконтактовых закаленных породах.

Общая направленность процесса преобразования вещества при формировании постбатолитовых порфиров может быть охарактеризована следующей последовательностью: частичное плавление (выплавляется гранитная эвтетика + рестит в виде ксенокристов и фрагментов пород) - образование гибридных пород (метаморфизм ксенолитов и растворение ксенокристов, перекристаллизация основной массы с образованием пойкилобластических структур) - образование гомогенных пород, отвечающих определенному петрохимическому минимуму с минимальной дисперсией состава (полное растворение ксенокристов и возникновение нового равновесного парагенезиса минералов). Вторая и третья стадии происходят в субсолидусных условиях и завершаются, очевидно, в уже полностью консолидированной породе.

По-видимому, приведенным описанием не исчерпывается весь перечень порфиров. Возможно, часть самостоятельных порфировых интрузивов имеет добатолитовый возраст.

8. ОБЩИЕ УСЛОВИЯ РАЗВИТИЯ МАГМАТОГЕННЫХ СИСТЕМ

В развитии Сизинджинской магматогенной системы можно выделить прогрессивную стадию от вулканитов к гранитоидам, характеризующуюся постепенным раскислением пород, возрастанием их кристалличности и объема магматитов, и регрессивную - от гранитов через порфировые интрузии к субинтрузиям витрориолитов. При этом на одних и тех же гипсометрических уровнях оказались выведенными породы, резко различающиеся по кристалличности. Предполагать, что между фазами протекали значительные денудационные процессы, нет никаких оснований. Такая же "спресованность" по времени пород разной кристалличности и смена регрессивной и прогрессивной стадий, нередко с полициклическим повторением, отмечается во многих многофазных плутонах, в том числе и в центрально-кольцевых структурах. По-видимому, направленность в развитии магматогенных структур обусловлена нарастанием (с последующим спадом) темпертурного градиента, что подтверждает политермальный метаморфизм вмещающих пород.

Общая направленность развития магматогенных пород просматривается также в последовательности образования отдельных петротипов вулканических и субвулканических пород. Эта последовательность имеет следующий вид: вулканические (лавовый комплекс) и субвулканические породы котектического типа -игнимбриты эвтектического типа - субвулканические породы эвтектического типа - порфиры - граниты. В наиболее полном виде эта последовательность проявлена во внешних вулканических зонах. Этот ряд характеризуется уменьшением температуры магм, возрастанием количества интрателлурических вкрапленников , ксенокристов, автолитов и ксенолитов, определяющих вязкость расплава, и, в целом, хорошо описывается фазовой Р-Т диаграммой В.С.Шкодзинского (1991).

В.С.Шкодзинским температурный ряд магм понимается как латеральная направленность магматизма. Действительно, на примере Восточно-Азиатских вулканических поясов видно, что от внутренних вулканических зон к внешним начинают преобладать производные низкотемпературных магм, одновременно снижается разрыв в глубинах выплавления и кристаллизации магм. Вместе с тем, такая же направленность магматических процессов наблюдается в отдельных магматогенных системах. Эволюция идет последовательно от высокотемпературных глубинных магм к более низкотемпературным и менее глубинным с постепенной миграцией вверх зон

магмообразования. При этом сокращается разрыв между глубиной выплавления и глубиной кристаллизации магм. При образовании гипабиссальных гранитоидов происходит уже полное совмещение зон магмообразования и кристаллизации. Это не исключает нахождения на глубине более высокотемпературных интрузивов, но их общий объем должен с возрастанием температуры сокращаться, так как высокие температуры ведут к гомогенизации расплава и к снижению его плотности и вязкости (В.С.Шкодзинский,1991).

Общее представление о структуре зоны магмообразования можно получить, анализируя гипабиссальные мигматиты, представленные, главным образом, псевдоксенолитовым и магматитовым типами. Это континуум от капельных (1-5 мм) выделений магмы к крупным гомогенным массам. Можно предполагать, что, когда происходит разрастание отдельных капель и их коалесценция, образуются тела гранитов с резкими границами; если же разрастание магмообразования происходит за счет увеличения количества капель расплава, то образуются тела с диффузионными границами и теневыми структурами. Возможно важную роль при этом играет соотношение инфильтрационных и диффузионных процессов (Жариков, 1969). Сам процесс отделения высокотемпературных вязких магм может быть описан как фильтрация расплава в насыщенной пористой среде (Каракин, Лобковский, 1983).

Геофизическими исследованиями магматогенных систем последних лет (Романовский, Бормотов, 1992; Кузнецов и др., 1995) установлено, что глубинная структура магматогенных систем характеризуется горизонтальной расслоеностью, определяемой значительным количеством инверсных границ,- отождествляемых с верхними границами гранитных тел. По насыщенности сейсмическими границами и степени сейсмической анизотропии магматогенные системы типа Хингано-Олонойской и Баджальской своими корнями прослеживаются в верхнюю мантию. Горизонтально расслоенная геофизическая структура магматогенных систем-находит хорошее геологическое подтверждение. Проведенный в работе анализ гранитоидных массивов показывает, что пластовая форма гранитоидов - это норма, а уходящие на глубину плутоны - исключение, а чаще -неверная интерпретация исходных данных.

9. РУДОНОСНОСТЬ СУБИНТРУЗИЙ

Рудоносность субинтрузий рассматривается с позиций металлогенической специализации слагающих их пород

(геохимический аспект) и с позиции локализации повышенных концентраций рудных элементов в конкретных субинтрузивных телах (структурный аспект).

В стремлении понять металлогеническую специализацию магматических пород ученые вели поиски петрохимических (Изох, 1976) и геохимических (Таусон,1977) критериев. В последнее время все отчетливее выявляется важная роль в петрогенезисе и при рудообразовании окислительно-восстановительных условий (Маракушев,1976; Летников и др.,1981; Моисеенко, Сахно,1982; Борисов и др.,1991).

Окислительно-восстановительные условия,определяемые ГО2, являются важнейшей характеристикой термодинамического состояния природных систем. Особенно велико влияние окислительно-восстановительных условий на геохимические процессы с участием элементов переменной валентности (Борисов, 1993). При изменении ГО2 происходят редокс реакции, приводящие к переходу из одного валентного состояния в другое.В свою очередь, разновалентные формы резко отличаются химической активностью и растворимостью в расплавах. Растворимость 8п2+ почти в 10 раз выше, чем растворимость Бп4* (Некрасов, 1984), при этом 8п2+ может существовать только в восстановительных условиях. По экспериментальным данным, медь (Борисов, 1991) и молибден (Таскег, СапёеИа, 1985) ведут себя, при изменении окислительных условий, диаметрально противоположно олову. Приведенные примеры показывают определяющее значение ГО2 на металлогеническую специализацию магматических пород.

Среди металлогенистов получила признание классификация гранитов на магнетитовую и ильменитовую серии.

Признаками для выделения магнетитовой и ильменитовой серии могут выступать магнитная восприимчивость пород, их акцессорный состав, но первопричина находится в различиях окислительно-восстановительных обстановок, которые определяют валентное состояние железа в силикатной системе. В окислительных условиях Ре2+ переходит в Ре3+, вследствие этого происходит ранняя кристаллизация магнетита, в результате в расплаве создается дефицит железа и происходит обеднение им темноцветных минералов. В восстановительной обстановке почти все железо, преимущественно в форме Ре2+, входит в состав темноцветных минералов, а избыток кристаллизуется в виде ильменита.

Впервые деление гранитов на магнитные (магнетитовая серия) и немагнитные (ильменитовая серия) было сделано Д.М.Печерским

(1964), отметившему специализацию магнитных гранитов на халькофильную, а немагнитных на литофильную минерализацию. В дальнейшем, эти выводы были подтверждены на обширном материале (Дубинчик, Путинцев, 1078; Романовский, 1976; ЬЫИага, 1977). Появление разных типов гранитов связывалось с условиями их кристаллизации с открытостью системы. По этим причинам вулканические породы при создании данной классификации во внимание не принимались.

Анализ магнитной восприимчивости и окисленности железа из различных вулканических зон Востока России показал, что среди вулканических и субвулканических пород кислого состава, не менее четко, чем среди гранитов, выделяются магнетитовая и ильменитовая серии. Было установлено,что по окисленности железа с кислыми вулканитами хорошо коррелируются породы среднего и основного

Рис.7. Кривые распределения окисленности железа в вулканических и субвулканических породах зон I - оловоносных (Баджальской, Куйдусунской, Ям-Алинской, Мяо-Чанской и Хинган-Яурин-Каменушинской), И - золотоносных (Нижне-Амурской, Ульинской, Предджугджурской и Нижне-Бурейской); 1-3 - породные группы: 1 - риолитовая, 2 -андезитовая, 3 - базальтовая

состава, хотя в целом, от риолитов к базальтам отмечается снижение значений Г в сторону большей восстановленное™ последних (рис.7). Оказалось также, что в конкретных вулканических зонах вулканические, субвулканические и разноглубинные плутонические образования характеризуются близкими значениями £ свидетельствуя об относительной стабильности Ю2 как в процессе эволюции магматогенной системы во времени, так и на разных ее глубинах. Так же, как и для гранитоидов, выявилась устойчивая специализация окисленных пород на золотые, золото-серебряные и медно-порфировый типы месторождений, а восстановленных - на оловянные, олово-вольфрамовые, олово-полиметаллические и редкометальные типы руд. Молибденовая минерализация обычно связана с промежуточными по окисленности породами.

Из экспериментальных данных известно, что редокс реакции с участием элементов переменной валентности, кроме Ю2, зависят от температуры, давления, щелочности и кремнекислотности расплава. Распределение же значений коэффициента окисленности в различных магматических породах, заведомо различающихся составом, температурой и давлением, при которых происходит их выплавление и кристаллизация, свидетельствуют, что влияние этих условий невелико и их можно не учитывать при практических построениях. Наиболее существенное влияние на окисленность железа магматических пород оказывает их кремнекислотность. Окисленность железа линейно возрастает от базальтов к риолитам, при этом наклон линий регрессии остается близким для окисленных и восстановленных серий. Коэффициент Г= Ре203/(РеО+Ре203)+0,38-8Ю2/200, учитывающий регрессию Г в ряду базальт-риолит, позволяет сопоставлять окисленность железа в магматогенных зонах в единой системе, независимо от основности пород.

Поскольку в конкретных магматогенных зонах окисленность железа, в ходе их эволюции, остается достаточно стабильной, то это создает предпосылки для построения региональных карт значений Г для определенных этапов магматизма. Такие карты отражают окислительно-восстановительные обстановки формирования магматических пород и рудоотложения.

На первичность значений Г указывает наличие устойчивой связи между значением Г и железистостью темноцветных минералов. По этому показателю между породами ильменитовой и магнетитовой серий практически отсутствует перекрытие (рис.8). На первичность

1-г

4 8

5ч? а Е

II

О 4)

4

т—I—I—I—I—г . 12 16 20 24 +РеВ

п-47

12 ' 16 ' 2'0 ' 24 1 28 ' 32 ' Ре2Ь3+РеО Окислительная [ Восстановительная

о о становий

Рис.8. Гистограммы распределения Ре0+Ре203 во вкрапленниках темноцветных минералов вулканитов: а - в биотитах; б - в клинопироксенах; в - в ортопироксенах. Кроме авторских, использованы данные С.О.Макашова и Б.Р.Григоряна и публикации (Максимов 1980' Мартынов, 1980; Попов, 1986; Руб, 1970; Царева, 1986)

значений Г указывают также количество и состав газов из флюидных включений (Моисеенко, Сахно, 1982; Сахно, 1994).

На основе банка петрохимических данных, включающего 10780 анализов, для Хабаровского края и Амурской области была построена карта окислительно-восстановительных обстановок (рис.9). Осреднение Г осуществлялось по планшетам масштаба 1:100000.

При анализе карты окислительно-восстановительных обстановки обращает на себя внимание выдержанность значений Г в пределах крупных регионов и хорошая сопоставимость ее с металлогеническими картами и с картой вулканических поясов,

Рис.9. Карта окислительно-восстановительных обстановок формирования

мезо-кайнозойских магматических пород юга Дальнего Востока 1-8 - значения Г магматических пород: 1 - менее 0.2; 2 - 0.2-0.3; 3 - 0.3-0.4; 4 - 0.4-0.5; 5 -0.5-0.6; 6 - 0.6-0.7; 7 - 0.7-0.8; 9 - площади, не обеспеченные данными силикатных анализов

построенной по принципу выделения вулканогенов с одинарным и двойным типами разреза.

В целом можно отметить, что вулканические зоны с окислительным режимом занимают преимущественно окраинно-континентальное положение с плавной сменой в сторону континента окисленных пород восстановленными, либо они контролируются Амурской и Монголо-Охотской внутриматериковыми коллизионными структурами. Однако имеются и исключения. Например, юг Буреинского массива характеризуется довольно контрастным ' чередованием окисленных и восстановленных пород, различающихся и металлогеническим профилем.

Сопоставление карты окислительно-восстановительных обстановок с геофизическими материалами показало, что районам с восстановительным режимом соответствуют минимумы поля силы тяжести, повышенная мощность земной коры и высокогорный рельеф. Золотоносным районам с окислительным режимом - максимумы поля силы тяжести или градиентные зоны, минимальные мощности земной коры и низменный или среднегорный рельеф.

Приведенные материалы позволяют говорить о металлогенической специализации целых территорий, которая связана с особенностями флюидного режима, главным образом, с его окисленостью. Выдержанность окислительных условий для больших территорий и независимость их от строения и состава фундамента, а также несомненная зависимость окислительных условий от особенностей глубинного строения региона позволяют предполагать, что первичная неоднородность флюидно-магматической системы существует уже на уровне верхней мантии.

Статистический анализ рудоносности в отдельных вулканических зонах выявляет важную роль субинтрузивов в размещении месторождений полезных ископаемых. Все изученные субинтрузивы идиоморфного типа маркируют высококонтрастные по насыщенности месторождениями рудные узлы с оловянным и олово-полиметаллическим профилем. Часто руды располагаются исключительно в самих субинтрузивах, преимущественно в их эндоконтактовых зонах. Однако при более широком рассмотрении выявляется, что рудоносные структуры прослеживаются во вмещающие субинтрузив породы и в обрамляющие или подпирающие снизу, заведомо более молодые, гранитоиды, в том числе, в постбатолитовые порфировые субинтрузивы.

Еще более тесные связи обнаруживает гидротермальное рудоотложение с субинтрузиями ксеноморфного типа. Метасоматиты эпитермального типа обычно пространственно оторваны от гранитоидов, поэтому об их верхнем возрастном пределе чаще можно судить на основе косвенных данных. Анализ карт гидротермально измененных пород, построенных автором и В.Б.Григорьевым (1979) для центральной части Ульинского прогиба, показывает, что поля пропилитов и аргиллизитов, обрамляющих Хакаринскую депрессию, имеют постхакаринский постбатолитовый возраст. Можно согласиться с В.Л.Русиновым (1989), что метасоматизм в глубинных и приповерхостных зонах происходит с связи с одной и той же фазой гранитоидного магматизма. Наиболее близки по возрасту к метасоматическим изменениям и рудоотложению постбатолитовые интрузии порфирового типа. Субвулканические интрузии вулканического этапа играют, главным образом, роль структурного фактора, поскольку они маркируют на близповерхостном уровне центральные части магматогенных систем.

Кроме того, системы субинтрузивов и в особенности их контактовые зоны играют роль проводников, дренирующих гидротермальную систему, а слагающие их породы, в силу контраста физических свойств и при наличии экранов, представляют собой компетентные породы для рудоотложения.

ЗАКЛЮЧЕНИЕ

На основе проведенных исследований можно сделать следующие выводы. Предложенная методика структурного изучения и картирования субвулканических и вулканических пород содержит теоретический анализ структур течения, анализ порфирокластической системы и морфологии газовых пузырей. На этой основе создана высокоэффективная технология структурных исследований, которая позволяет почти в каждом обнажении выявлять плоскостную ориентировку, линейность и направление течения лавы. Применение данной методики позволило расшифровать внутреннюю структуру субвулканических массивов, казавшихся до тех пор "слепыми".

В последовательности магматических событий, в ходе которых формируется магматогенная система, выделяются: 1) субвулканические тела, представляющие подводящие каналы (жерловый тип: жерловины, дайки) вулканических извержений (этот тип субинтрузивов не рассматривался); 2) субвулканические интрузии, формирование которых происходит после или на завершающей стадии вулканических

извержений (поствулканические субинтрузивы) и 3) постбатол'итовые интрузии порфирового типа.

Основной объем (>90%) среди субвулканических образований слагают поствулканические субинтрузии. Среди них выделены идиоморфный и ксеноморфный морфогенетический типы, различающиеся условиями формирования, морфологией, внутренней структурой и петрографическими и петрохимимческими особенностями слагающих их пород. По петрографическим особенностям и условиям кристаллизации выделяются эвтектоидный (слагает идиоморфные субинтрузивы) и котектический (слагает ксеноморфные субинтрузивы) типы пород.

Эвтектоидный тип отличается неравновесной кристаллизацией и имеет трехфазный состав: габбровый парагенезис вкрапленников (ранняя фаза), гранитный парагенезис вкрапленников и основная масса. Габбровый парагенезис соответствует габбро-анортозитам, а гранитный парагенезис вкрапленников и основная масса имеют состав, отвечающий сухой гранитной эвтетике. Количество вкрапленников габбрового парагенезиса находится в линейной зависимости 6т содержания Si02 в породе.

Породы котектического типа отличаются равновесной кристаллизацией и близкомплементарным составом вкрапленников и основной массы валовому составу пород. В породах этого типа отсутствует зависимость между количеством вкрапленников и валовым составом пород.

Субвулканическим интрузиям идиоморфного и ксеноморфного типа комагматичны покровные образования, которые по петрографическим признакам также могут быть отнесены соответственно к эвтектическому и котектическому типам. Среди игнимбритов также выделяются эвтектический (баджальский) и котектический (ульинский) типы. По распределению пород эвтектоидного и котектического типа, направленности вулканизма выделены внутренние вулканические зоны с одинарным типом разреза и внешние-с двойным типом разреза. В вулканических поясах поствулканические интрузии и комагматичные им покровы тесно сопряжены с гипабиссальными гранитоидами, но между покровами и субинтрузиями, с одной стороны, и гранитоидами, с другой, есть существенныеразличия. Они проявляются в различной направленности магматических процессов, в возрасте (граниты всегда поствулканические) и в решении проблемы пространства. Гранитоиды формируются in situ путем последовательного магматического

замещения пород ранних фаз поздними на фоне прогрессивного раскисления последующих выплавок.

Гранит-гранодиорит-порфиры и сиенит-порфиры - это генетически разнородная группа'внешне схожих пород. Порфиры постбатолитовых интрузий отличает гибридизм, сильный метаморфизм ксенолитов и наличие пойкилобластических структур. Образование постбатолитовых порфиров связано с частичным локальным выплавлением на месте гранитной эвгетики, а дальнейшая эволюция, сопровождающаяся частичным интрудированием расплава, происходит в последовательности - контаминированная лава— гибридная магма—предельная гомогенная порода.

Вулканиты, субинтрузии, плутонические породы - это отдельные звенья непрерывно эволюционирующей магматогенной системы. Каждый из выделенных петротипов кислого состава занимает определенное место в последовательности магматических событий. В системах прошедших полный цикл развития, могут быть выделены стадии: котектических пород лавового комплекса и субинтрузий идиоморфного типа - котектических игнимбритов - эвтектических игнимбритов - крупнообъемных субинтрузий идиоморфного типа -добатолитовых порфировых субинтрузий - плуточеских пород -постбатолитовых субвулканических интрузий и даек. Этот ряд пород связан прежде всего с направленным изменением физических свойств формирующих их магм. В прогрессивной ветви в них слева направо уменьшается количество механической взвеси (ксенолиты, ксенокристы, автолиты, интрателлурические вкрапленники), уменьшаются плотность, вязкость и температура, увеличиваются глубина декомпрессионного затвердевания и глубина выплавления магм.

Металлогеническя специализация магматических пород определяется окислительно-восстановительными условиями их формирования. Показателем окислительных условий может выступать степень окислительности железа, железистость темноцветных минералов и магнитная восприимчивость. Различной окисленностью (магнетитовая - ильменитовая серии) характеризуются не только плутонические породы, но и вулканические и субвулканические образования. При этом в конкретных вулканических зонах окисленность железа сохраняется на одном уровне и почти не зависит от Р-Т условий их формирований. Это позволяет, вводя поправку на кремнекислотность пород, сопоставлять окисленность железа в различных вулканических зоных, используя весь набор магматических пород.

Карта значений коэффициента окисленности Г, построенная для Дальнего Востока, во-первых, подтвердила решающее влияние ГО2 на металлогеническую специализацию магматических пород, а во-вторых, выявила, что значения Г коррелируются с гравиметрическими данными и с мощностью земной коры. Эти обстоятельства свидетельствуют о глубинной причине различной окисленности флюидов.

По времени образования метасоматические процессы и рудоотложения чаще всего сопряжены с постбатолИтовыми порфировыми интрузиями.

Список основных опубликованных работ автора по теме диссертации

Монографии:

1. Породные группы и серии краевых вулканических поясов. М.: Наука, 1982.123 с.

2. Геотектоническая теория и магматогенно-рудные системы. М.: Наука, 1992. 228 с. (Соавтор и основной исполнитель Г.М.Власов).

3. Субвулканические интрузии кислого состава. М.: Наука, 1994. 207 с.

4. Глубинная структура рудных районов очагового типа: Центрально-Азиатский сегмент Тихоокеанского рудного пояса. М.: Наука, 1992. 157 с. (Под редакцией Л.И.Брянского, он же основной исполнитель).

Препринты:

5. Методика структурного исследования вулканических и субвулканических пород. Владивосток: ДВО РАН, 1989. 24 с.

Статьи:

6. О субвулканических игннмбритах юга Буреинского массива // Проблемы палеовулканизма Средней Сибири. Красноярск, 1970. С.70-71

7. Связь структуры калинатровых полевых шпатов вулканических пород с метасоматическими процессами // Фации гидротермально измененных пород и их отношение к рудам. Владивосток, 1978. С. 140-145.

8. Гидротермально измененные породы центральной части Ульинского прогиба (Охотско-Чукотский вулканический пояс) II Формации гидротермально измененных пород и их отношение к рудам. Владивосток, 1978. С.140-146. 1

9. Лавовый и игнимбритовый комплексы кислых вулканитов и комагматичные им два морфологических типа субвулканических интрузивов II Глобальные палеовулканологические реконструкции и тектоника: Тез. IV палеовулкан.симпоз. Хабаровск, 1979. С.171-172.

10. Структурная позиция и зональность гидротермально измененных пород Ульинского прогиба (Охотско-Чукотский пояс) // Проблемы палеовулканологических реконструкций и картирования в связи с вулканогенным рудообразованием. 4.2. Киев: "Наукова Думка",* 1981. С.85-87 (соавтор В.Б.Григорьев).

11. Текстурно-структурные и морфологические типы субвулканических • субинтрузивов кислого состава // Глобальные палеовулканологические реконструкции и тектоника. Владивосток: ДВНЦ АН СССР, 19826. С.74-82.

12. Дискретность составов - основа классификации и показатель генезиса магматических пород//Тихоокеан.геология, 1983. N 6. С.94-104.

13. К тектонике окраинно-континентальных вулканических поясов Востока Азии // Тихоокеан.геология, 1986. N 6. С.106-111.

14. Порфировая система, ее эволюция и связи с другими типами руд II Оруденение порфирового типа на Дальнем Востоке. Владивосток: ДВО РАН,

1988. С. 13-31 (В соавторстве с Г.М.Власовым).

15. Морфология и фациальный состав субвулканических интрузий оловоносных вулканических зон Востока СССР // Владивосток: ДВО РАН,

1989. N2.C.39-51.

16.0 двух типах вулкано-плутонических ассоциаций II Докл. АН СССР. 1988. Т.298, N 5. С.1186-1188 (Соавторы Романовский Н.П. и Гурович В.Г.).

17. Структурное картирование вулкано-плутонических комплексов II Сов.геология, 1989. N11. С.82-89.

18. Магнетитовыеи ильменитовые серии вулканитов и их металлогения //Сов.геология, 1991, N 5. С.58-63.

19. Окисленность железа как показатель металлогенической специализации вулкано-плутонических комплексов на примере Востока СССР //Тихоокеан.геология, 1990, N 4. С.69-77 (В соавторстве с Петуховой Л Л.).

20. Петрология субвулканических интрузий оловоносных вулканических зон Востока СССР //Тихоокеан.геология, 1992. N 6. С.31-42.

21. Окислительно-восстановительные обстановки формирования.и металлогеническая специализация рудномагматических систем юга Дальнего Востока //Тихоокеан.геология, 1992. N 6. С.31-42.

22. Tectono-subintrusive domes and their role in distribution of gold and' silver mineralization // International conference on arctic margins (abstracts). Magadan, 1994. P.76.