Бесплатный автореферат и диссертация по геологии на тему

Линейные и концентрические магматические комплексы

ВАК РФ 04.00.08, Петрография, вулканология

Автореферат диссертации по теме "Линейные и концентрические магматические комплексы"

На правах рукописи

БИРЮКОВ Владимир Михайлович

ЛИНЕЙНЫЕ И КОНЦЕНТРИЧЕСКИЕ МАГМАТИЧЕСКИЕ КОМПЛЕКСЫ: ТИПИЗАЦИЯ, ПЕТРОГЕНЕЗИС И ГЕОДИНАМИКА (НА ПРИМЕРЕ УРАЛА И ВОСТОКА РОССИИ)

Специальность: 04.00.08 - петрология, вулканология

АВТОРЕФЕРАТ диссертации на соискание ученой степени доктора геолого-мннералогическнх наук

Санкт-Петербург, 1997

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

Официальные оппоненты: доктор геолого-минералогических наук, профессор В.Г.Лазаренков (СПбГИ, Санкт-Петербург)

Защита состоится " 23 " апреля 1998 г. в 15 часов в ауд. 52

на заседании диссертационного совета Д 063.57.27 по защите диссертаций на соискг ученой степени доктора геолого-минералогических наук в Санкт-Петербургском госу; ственном университете по адресу:

199034 Санкт-Петербург, Университетская наб., 7/9, геологический факультет; электронная почта: olga@dean.geol.pu.ru факс: 7(812)218-13-46

С диссертацией можно ознакомиться в Научной библиотеке им. А.М.Горького Санкт-Петербургском государственном университете

доктор геолого-минералогических

наук Э.А.Ланда (ВСЕГЕИ, Санкт-Петербург)

доктор геолого-минералогических наук, профессор Г.М.Саранчина (СПбГУ, Санкт-Петербург)

Ведущая организация: Дальневосточный геологический институт ДВО РАН (Владивосток) .

Автореферат разослан

декабря 1997 г.

Ученый секретарь диссертационного совета

Т.Ф.Семенова

Общая характеристика работы Актуальность исследований. Работа посвящена типизации, петрогенезису и геодинамике ценных и концентрических магматических комплексов, развивающихся в геоблоках с полюй динамической активностью, выявлению их геолого-структурных и вещественных збенностей, специфики формирования и дальнейшей эволюции. В строении этих комиксов участвуют ассоциации магматических пород ультраосновного, щелочно-^граосновного и основного состава, которые в совокупности являются "передним краем" зременной петрологии. С линейными магматическими комплексами парагенетически паны различные высокобарнческие породы - глаукофановые и эклогит-глаукофановые шцы, эклогиты, эклогитонодобные и жадеитовые породы, а с магматическими комплек-ш концентрического типа - жильные и трубчатые тела кимберлитов и лампроитов. Многие вопросы петрогенезиса магматических пород на современном уровне не могут ;ть успешно разрешены без основополагающих знаний о строении, вещественном составе тектонической эволюции глубинных уровней литосферы и, в первую очередь, верхней нтии. Традиционно для определения ее вещественного состава петрологами использова-сь глубинные ксенолиты, обильно встречающиеся в лавах щелочных базальтов, среди мберлитов и лампроитов, а также вещество метеоритов. При ретроспективном анализе и строении глубинных моделей часто практически полностью игнорировался громадный лирический материал по естественным ассоциациям магматических пород, включая в рвую очередь альпинотипные офиолитовые, щелочно-ультраосновные, расслоенные ба-г-гипербазитовые и габбро-анортозитовые комплексы.

С этими комплексами связывается богатейший перечень полезных ископаемых - магне-товые, титаномагнетитовые, ильменитоаые и хромитовые руды, фосфатное и глиноземи-зе сырье, технические и ювелирные алмазы, тангало-ниобаты, ювелирные и поделочные мни (чароит, хром-диопсид, голубой нефрит), рихтерит-асбест и др. Комплексный под-д к проблеме происхождения и дальнейшей эволюции глубинных ассоциаций магматиче-их пород является одним из главных условий для выявления общих закономерностей зиещения перечисленных полезных ископаемых и их прогнозирования. Целью исследований являлась типизация и пегрогенетическая интерпретация магматиче-их комплексов, разработка вариантов эволюции мантийного вещества в зависимости от ^динамической обстановки путем комплексного анализа линейных и концентрических 1гматических комплексов, развивающихся в геоблоках с полярной динамической и тер-льной активностью.

Исследования проводились в пределах отдельных сегментов Урало-Монгольского и Ти-океанского подвижных поясов и юго-восточной части Сибирского кратона реимущественно в пределах Алданского щита). Дая достижения поставленной цели при-ечены материалы по литературным источникам других регионов (Восточная и Южная [>рика, Западная Австралия и др.).

Основные задачи исследований:

1. Синтезировать эмпирические данные, включающие информацию по геолого-руктурной позиции, особенностям внутреннего строения, вещественного состава, петро-мии, геохимии и радиологии линейных и концентрических магматических комплексов; 1явить общие и индивидуальные особенности их эволюции.

2. Определить черты сходства и различия в эволюции мантийного вещества в зависимо-и от геодинамической активности конкретных литосферных блоков.

3. Выявить причины, определяющие появление "натриевой" и "калиевой" серий магмзти-ских пород.

4. Определить петрогенетическую сущность кимберлитовых и лампроитовых магм и эм-[рического "правила Клиффорда".

5. Установить роль, место и сущность высокобарического метаморфизма в эволюции шейных магматических комплексов.

6. Определить роль метасоматоза в процессе формирования и эволюции различных ти->в магматических комплексов и связанных с ними полезных ископаемых.

7. Выявить закономерности размещения некоторых видов полезных ископаемых и опре-лить принципы их прогнозирования.

Основные защищаемые положения

1. Лшш'шые магматические комплексы улыпраосновного, основного-улыпраосновного и ос новного-анорпюзипшвого состава включают три типа: дунит-гарцбургитовый, дуиип, клинопироксенит-габбровый и габбро-анорпюзюповый. Они приурочены к геоблокам с шинел сиеной геодинамической активностью (подвижностью), копюрая в оптимальном случае в ус ловиях сжатия приводит к возникновению различных высокобарических ассоциаций за сче/ широкого спектра пород, участвующих в строении перечисленных питое комплексов. В зав1 симоспш от структурного положения, интенсивности высокобарического метаморфизма исходного соспшва преобразуемого субстрата формируются такие сообщества высокобарь ческих пород, как эклогиты, зклогипювые кристаллические сланцы, гранапювые и клинопироь ссп-гранатовые амфиболиты, гранатовые и глипоземисто-гранатовые перидотиты, эклогип, глаукофаповые и глаукофановые сланцы, мопоминеральные и существенно жадеипювые поре ды. С высокобарическими ассоциациями парагенепшчески связаны мепшеоматиты золопи кварц-сульфидной и оксепшлипшвой формаций и проявления аллшзов метаморфогенног (кумдыкольского) типа.

2. Концентрические магмапшческие комплексы (КМК) развиты в стабилизированных гео блоках. По геолого-структурпым и вещественным особенностям выделено шесть питое, раз личающихся по набору пород, масшпшбам распространения и особешостям минерагении: ще лочно-ультраосновные с натриевым (кондерский) и калиевым (инаглинский) трендами, шоп кинит-псевдолейцитовых сиенипюв-граносиенитовый (ыллымахский), монцонит-мангерит граносиенитовый (карабуранский), сыннырипшвый (якшинский) и габбро-питалит аляскитовый (пшстысайский). Кондерский пит, развитый в структурах сжатия и параге непшчески связанный с кимберлитами, подразделен на два подтипа: (1) с дунитовым ядром . (2) с карбонаншпшми; шшлинсуий пит, приуроченный к структурам растяжения и параге непшчески связанный с лампроитами, также подразделен на два подпита: (1) с дунипювы.' ядром и (2) грапипшым ядром и щелочноземельный, щелочной и щелочно-ультраосновно, внутренней и внешней оболочками.

3. Несмотря на существенные геологические различия в процессе формирования платшю поеных комплексов дуншн-клинопироксенит-габбрового пиша и щелочно-ультраосновных коп дерского и инаглинского питав с душиповыми ядрами, на уровнях зарождения зон плавле/ш. задействован один и тот же механизм реакций твердофазных дунитов с базальтовш (толеитовым) и лейципюбазальпювым (для инаглинского типа) расплавом, в результате че го сформировались внутренняя и внешняя оболочки с ярко выраженной концентрической зо нальностью.

4. В процессе формирования линейных и концентрических комплексов, по-видимому, боль шая роль принадлежит глубинным флюидам, которые приводят к метасомапшческим преоб разованиям мантийного субстрата и появлению в нем таких специфических минеральны, фаз, как клинопироксен, амфибол, флогопит и других, или к прямому плавшиио этого суб страта и генерации натриево-магнезиальпых и калиево-магнезиальных расплавов. С первым, парагенепшчески связаны карбонапшпювые комплексы и кимберлиты, со вторыми - лампрои ты и поверхностные щелочные мепшеоматиты с калиевым рихтерипюм, голубым нефрита* и литералами чароштипового парагенезиса.

Фактический материал и личный вклад

Основные выводы и защищаемые положения базируются на использовании большой эмпирического материала, собранного автором в процессе крупномасштабного геологиче ского картирования и целенаправленных исследований линейных и концентрических маг матических комплексов, а также высокобарических ассоциаций, взаимосвязанных с линей ными комплексами, в пределах Урала, Казахского Урала (Мугоджары), Северного Казах стана, Восточной Сибири и Дальнего Востока. Детально изучено более 100 магматически: и высокобарических комплексов, из них 47 комплексов - при непосредственном участии ав тора.

По литературным источникам, а также используя каменный материал изучены лампрои ты и кимберлиты Западной Австралии, кимберлиты Якутии, Архангельской области, ЮА] и других провинций, сынныриты Северо-Байкальского рифта, щелочно-ультраосновные 1 щелочные породы Восточно-Африканской и Байкало-Становой рифтовых систем, рассло енные базит-гипербазитовые и габбро-анортозитовые плутоны, а также ареалы прохвленш щелочнобазальтового магматизма.

В работе использованы более 2500 оригинальных анализов пород и минералов, а также зульгаш просмотра более 3000 прозрачных шлифов и аншлифов. Аналитические иссле-вания проводились в химико-аналитических лабораториях Института тектоники и гео-1зики ДВО РАН (г. Хабаровск), Института геологии ЯФ СО РАН (г. Якутск) и производ-венных организаций (Полевская лаборатория ПГО Уралгеология, г. Екатеринбург, лабо-тория КТЭ ПГО "Дальгеология" и лаборатория ПГО "Таежгеология"). Микрозоидовые ределения минералов проводились в ДВГИ ДВО РАН (г. Владивосток), институте вулка-лоп1и ДВО РАН (г. Петропавловск-Камчатский), Геологическом институте ЯФ СО РАН Якутск), ВСЕГЕИ (г. Санкт-Петербург); определение изотопного состава Юз, Бг, РЬ и угих элементов проводились в Лаборатории физических методов исследований (ИГ ЯФ } РАН, г. Якутск); рентгспо-спектральный, количественный спектральный и нейтронно-тивационный анализы производились в Полевской лаборатории ПГО "Уралгеология". Для решения поставленных задач в работе применен комплексный подход, включающий таньную геолого-структурную и вещественную характеристику магматических и высоко-рических комплексов, выявление общих и индивидуальных их особенностей, детальный рагенетический, петрохимический, геохимический и изотопный анализы, определение рмодинамических условий кристаллизации, метасоматических и метаморфических пре-разований исходного субстрата и построение петрогенетических моделей с широким пользованием данных экспериментальных исследований.

Научная новизна. Настоящая работа по существу является первым обобщением огром-го количества геологических, петрохимических и минералогических данных по линейным концентрическим магматическим комплексам. В зависимости от структурно-ктонического фактора (степени динамической активности или подвижности) впервые уществлена детальная типизация и систематика, определены меры сходства и различия на >бом эволюционном отрезке их становления. Геодинамический режим, при котором фмировались линейные комплексы, способствовал закономерному появлению высоко-рических ассоциаций. Показано, что высокобарические реакции осуществлялись в усло-ях интенсивных динамических напряжений на разных гипсометрических уровнях верхней нтии и даже коры, при этом преобразуемая матрица варьировала по химическому соста-от дунита, оливинита, перидотита и пироксенита до габбро, габбро-диорита и габбро-ортозита. Детальное исследование щелочно-ультраосновных комплексов послужило ос-ванием для выявления природы кимберлитовых и лампроитовых расплавов. Практическое значение. Полученные данные существенно пополняют информацию по убинным магматическим сериям и могут быть успешно использованы в трех направлени-: 1) при региональных геологосъемочных и картосоставительских работах; 2) при по-роении петрогенетических моделей; 3) при прогнозировании полезных ископаемых и вы-ботке рациональной методики их поисков. Установленная тектоническая и магматиче-ая эволюция мантийного вещества и закономерности проявления натриево-гнезиальных и калиево-магнезиальныз серий магматических пород позволяют с доста-чной уверенностью прогнозировать ареалы проявлений щелочно-ультраосновного маг-тизма кондерского и инаглинского типов, с которыми ассоциирует строго определенный бор полезных ископаемых (с первыми - платина, железо, хромдиопсид, тантал, ниобий и мазы кимберлитового типа, со вторыми - платина, хромдиопсид, вермикулит, глинозе-[стое сырье, рихтерит-асбест, чароит, голубой нефрит и алмазы лампроитового типа). За-номерная приуроченность линейных комплексов к геоблокам с максимальной динамиче-эй активностью предопределяет проявление масштабных процессов высокобарического таморфизма и потенциально связанных с ними алмазов кумдыкольского гтаморфогенного) типа. С ними ассоциируют также крупные месторождения и проявле-я хрома, железа, титана, платины и фосфора. Генетическая взаимосвязь золото- и плати-носных метасоматитов с продуктами высокобарического метаморфизма позволяют ис-льзовать подобную закономерность при прогнозно-метаилогенических исследованиях. Реализация работы. Методика структурно-вещественного картирования потенциально мазоносных высокобарических комплексов кумдыкольского типа доложена на расши-нных заседаниях НТС, НТО "Горное" и совещаниях по обмену опытом и рациональной тодике поисков полезных ископаемых (включая алмазы кумдыкольского типа) в ПГО шказгеология" (1979-1982 г.г., г. Актюбинск), ПГО "Якутскгеология" (1983, 1987 и 1996

г.г., пос. Чульман) и ПГО "Дальгеология" (1985, 1987 г.г., г. Хабаровск). Методические укг зания по поискам алмазоносных тел кумдыкольского типа и практические рекомендаци доложены иа заседании Дальневосточного регионального научного совета по прогнозирс ванию Мингео СССР при ДВИМСе в ноябре 1986 г. (г. Хабаровск), на Совещании по со вместным работам институтов ДВО АН СССР с организациями Мингео, Минцветмета 1 Главалмаззолото СССР в апреле 1989 г. (г. Владивосток), на геологической конференцш "Благородные металлы Южной Якутии - золото, платина, серебро, запасы, ресурсы, метал логения и направление поисков" в апреле 1996 г. (пос.Чульман), а также изложены в тре: актах внедрения (для геологов ПГО "Дальгеология", "Якутскгеология" ] "Сахалингеология"). О метасоматической природе чароитовой минерализации и голубой нефрита, а также об алгоритмах их поисков доложено на расширенном заседании НТС экс педиции "Востоккварцсамоцветы" в апреле 1989 г. (пос. Б. Хатыми). Практические и мето дические указания по поискам алмазов кумдыкольского типа, золота, платины, чароита голубого нефрита, рихтерит-асбеста и хромдиопсида изложены в многочисленных публи кациях, а также в научном отчете по хоздоговорной теме "Прогнозная оценка высокобари чееккх ассоциаций, связанных с базит-гипербазитовыми и базит-анортозитовыми ком плексами, на алмазы, золото и платину" (март 1997 г.).

По методике, изложенной в монографии (Бирюков, 1988) и серии статей проводится кур лекций на кафедре петрографии геологического факультета Владивостокского государст венного университета с 1989 года.

Апробация. Отдельные фрагменты и основные положения работы представлялись и док ладывались на IV Уральской петрографической конференции "Вопросы петрологии и ме таллогешш Урала" (апрель 1981 г., г. Свердловск), на Всесоюзном совещании "Критерш отличия метаморфогенных и магматогениых гидротермальных месторождений" (август сентябрь 1983 г., г. Улан-Удэ), на Всесоюзном геохимическом семинаре "Петрогенезис 1 геохимия магматических пород" (апрель 1985 г., г. Москва, ГЕОХИ), на Всесоюзном сим позиуме "Офиолиты восточной окраины Азии" (апрель 1986 г., г. Хабаровск), на заседаню расширенного Ученого совета Красноярского филиала СНИИГИМС (декабрь 1988 г., г Красноярск), па Международном симпозиуме "Проблемы тектоники, энергетические и ми неральные ресурсы Северо-Западной Пацифики" (сентябрь 1989 г., г. Хабаровск), на III со ветско-китайском симпозиуме (сентябрь 1989 г., г. Благовещенск), на Всесоюзном научно техническом семинаре (май 1990 г., г. Ленинград), на Всесоюзном совещании "Кольцевьк структуры и морфоструктуры - теоретические и прикладные аспекты" (апрель 1991 г., г Владивосток), на международном научном симпозиуме "Закономерности строения и дина мики планет земной группы" (сентябрь 1992 г., г. Хабаровск), на советско-японском симпо зиуме "Строение и геокинематика литосферы Востока Азии" (сентябрь 1993 г., г. Магадан) на международном симпозиуме "Проблемы очагового тектогенеза" (август-сентябрь 1993 г., г. Владивосток), на втором международном междисциплинарном симпозиуме "Закономерности строения и эволюции геосфер" (сентябрь 1994 г., г. Хабаровск), на заседаниях Дальневосточного минералогического общества (апрель и май 1995 г., г. Хабаровск ДВИМС); на конференции, посвященной памяти академика Ю.А.Косыгина (январь 1996 г. г. Хабаровск); на третьем международном междисциплинарном симпозиуме "Закономерности строения и эволюции геосфер" (сентябрь 1996 г., г. Владивосток), на Всероссийской конференции "Метасоматизм и рудообразование" (май 1997 г., г. Екатеринбург] и на международной ассоциации по генезису рудных месторождений (сентябрь 1997 г., г Магадан).

Публикации. По теме диссертации опубликовано 90 работ, в том числе две монографии Результаты исследований вошли в 6 производственных и 2 научных отчета.

Структура и объем работы. Работа состоит из двух частей: часть первая посвящена геолого-петрографической характеристике линейных и концентрических магматических комплексов, часть вторая - петрологии этих комплексов и вопросам петрогенезиса глубинны» серий магматических пород. Текстовая часть изложена на 295 машинописных страницах и включает 5 глав, Введение и Заключение, список литературы из 341 наименования, 71 рисунок и 62 таблицы. Работа выполнена в Институте тектоники и геофизики ДВО РАН (г. Хабаровск).

При описании горноозерского щелочно-ультраосновного концентрического комплекса с

фбонатитами использованы материалы и ценные указания А.Р.Энтина (Инстигут геоло-1И ЯНЦ СО РАН, г. Якутск). В процессе работы над диссертацией автор имел возможней, обмениваться мнениями и вести дискуссии с сотрудниками научных и производст-;нных организаций Якутии, Дальнего Востока, Восточной Сибири, Урала, Москвы и анкт-Петербурга. В ходе обсуждения ценные критические замечания были высказаны А.Глебовицким, А.Г.Булахом, М.Д.Евдокимовым, М.П.Орловой, С.С.Зиминым, .М.Ленниковым, В.А.Абрамовым, Н.В.Владыкиным, Л.И.Паниной, К.А.Лазебник, И.Воробьевым, Ю.В.Малышонком, Ю.А.Косыгиным, сотрудниками кафедры петрогра-ии геологического факультета Санкт-Петербургского университета Н.В.Котовым, .Ф.Шинкаревым и В.В.Иваниковым. При выполнении аналитических работ большую эмощь оказали операторы-микрозондисты О.А.Тян, В.М.Чубаров и В.И.Сапин, а также .А.Лазебник, К.Н.Никишов, А.И.Зайцев, Г.И.Суслов, Е.В.Бирюков и Н.В.Владыкин. Все [жести проведения полевых работ и сбора фактического материала на протяжении более )ех десятков лет были разделены с А.И.Грабежевым, В.Б.Болтыровым, Ю.А.Подкуйко, [.А.Касымовым, Р.Р.Хайбулиным, Р.Ф.Черкасовым, Е.В.Бирюковым, С.В.Бирюковым, .Ю.Горновым, Н.В.Владыкиным, Ю.В.Юдиным, Г.Н.КиселеЕЫМ, Е.М.Шаденковым, .Б.Борисовым и многими другими. В оформлении диссертации принимали участие .Е.Волошенко, Р.И.Рыпалова, О.М.Меньшикова, Л.Н.Куликова и Г.М.Выхованец. Всем мванным товарищам и коллегам, способствовавшим проведению намеченных исследова-;ш и завершению работы, автор выражает искреннюю признательность и благодарность.

Раскрытие и обоснование защищаемых положений

1. Линейные магматические комплексы ультраосновного, основного-ультраосиовиого и ос->впого-анортозишвого состава включают три пиша: дунит гарцбургитовий, дугшт-тнопироксенит-габбровый и габбро-анортозиптвый. Они приурочены к геоблокам с иптен-тюй геодинамической акпшвпостью (подвижностью), которая в оптимальном случае в ус-1виях сжапшя приводит к возникновению различных высокобарических асоциаций за счет ирокого спектра пород, участвующих в строении перечисленных типов комплексов. В зави-шоспш от структурного положения, интенсивности высокобарического метаморфизма и •ходного состава преобразуемого субстрата формируются такие сообщества высокобари-гских пород, как эклогиты, зклагшповые кристаллические сланцы, гранатовые и клииопирок-•м-грананювые амфиболиты, гранатовые и глшюземисто-граиатоеые перидотиты, зклогшп-гаукофановыг и глаукофановые сланцы, мономинералыше и существенно жадеитовые поро-ii. С высокобарическими ассоциациями парагенепшчесхи связаны метасоматшпы золото-гарц-сульфидной и окссшолилювой формаций и проявления алмазов метаморфогепного сумдыкольского) пита.

В магматических комплексах, имеющих ту или иную степень сродства с родоначальным антийным веществом, нередко определяющую роль играют породы, которые, строго го-зря, нельзя считать собственно магматическими образованиями, поскольку оня не кри-галлизовались из расплава. Они представляют собой твердофазный остаток - рестит после мления того или иного количества легкоплавкой фракции из исходной матрицы ультра-адовного состава в процессе длительной эволюции мантийного вещества в особых геоди-амических обстановках. В первую очередь это относится к альпннотипным офиолитам и эмплексам дунит-клинопироксенит-габбровой (платиноносной) формации. Поэтому оп-гделягощим признаком генетической систематики для них в первую очередь является груктурно-тектонический фактор.

В складчатых структурах, а также й активизированных краевых частях смежных крато-изированных блоков земной коры, отличающихся соответственно высокой и относитель-э высокой подвижностью, встречаются конформные аллохтонные пластины и протяжение тела ультраосновного, основного-ультраосновного и ультраосновиого-основного-гюртозитового состава (соотношение длины к ширине от 2:1 до 10:1), пространственно тя-зтеющие к определенным частям перечисленных выше структур. Если за основу системами магматических комплексов взять степень динамической активности конкретных лито-{¡ерных блоков, то их можно выстроить в следующий ряд: в осевых частях складчатых □ясов с максимальной динамической активностью располагаются алышнотипные офио-аты (дунит-гарцбургитовый тип), в пограничных частях складчатых структур с мио- и ¡геосинклинальным режимом развития, включая зоны активных континентальных окраин

-комплексы дунит-клинопироксенит-габбрового типа, в зонах сопряжения складчатых структур с периферией кратонизированных блоков, - расслоенные дунит-пироксенит-габбро-анортозитовые комплексы, в активизированных кратонизированных блоках со слабой и относительно слабой динамической активностью - расслоенные базит-гипербазитовые (+ анортозиты) комплексы типа Бушвельдского, Стиллуотерского, Скерга-ардского и других плутонов..

Дунит-гарцбургитовый тип. Магматические комплексы этого типа участвуют в формировании протяженных - от 300-700 до 2000 км, офиолитовых поясов, приуроченных обычно к осевой части складчатых структур или шовной части глубинных разломов. В современной складчатой структуре Уральской подвижной области выделяют Главный офиолитовый пояс протяженностью свыше 2000 км, который приурочен к шовной части Главного Уральского глубинного разлома, расположенного вблизи западной границы уральской палеозойской эвгеосинклинали. Северная, средняя и южная части этого пояса часто описываются под собственными названиями - соответственно как Полярно-Уральский (хадатинский, войкаросыньинский, пайерский, райизинский и др. комплексы), Салатимский и ЮжноУральский (халиловский, кемпирсайский и др. комплексы) офиолитовые пояса. В пределах Корякско-Камчатской складчатой области известны Западно-Чукотский (устъбельский, пе-кульнейский и др. комплексы), Корякский (тамватнейский, чирынайский и др. комплексы), Хатырский (четкинваямский и др. комплексы), Ватыно-Вывенский, Западно-Камчатский и Восточно-Камчатский офиолитовые пояса протяженностью от 600-700 до 1200 км. Каждый из них объединяет от нескольких десятков до 150 средних и крупных по размерам массивов, с которыми ассоциируют многочисленные мелкие тела, линзы и будины аналогичного состава, часто сгруппированные в протяженные рои, цепочки и кулисы. В структурном отношении офиолитовые пояса Корякско-Камчатской складчатой области так же приурочены к шовным частям глубинных разломов.

В верхние уровни земной коры в пределах складчатых областей альпинотипные офиоли-ты, включающие третий (габбро-дунит-пироксенитовый полосчатый комплекс) и четвертый (метаморфический дунит-гарцбургитовый комплекс) геофизические слои, могут быть внедрены разными способами: 1) в твердом состоянии вдоль зон глубинных разломов под воздействием глобального сжатия, о чем свидетельствуют масштабные проявления высокобарического метаморфизма; 2) надвинуты на края континентов в виде офиолитовых аллохтонов в процессе обдукции (скучивания); 3) выведены к поверхности как фрагменты суб-дукциоиных комплексов (Пейве, 1969; Пейве и др., 1977; Перфильев, 1979; Кояман, 1979; Богатиков и др., 1988 и др.).

В структуре складчатых областей альпинотипные офиолиты занимают определенную тектоническую позицию - фиксируют участки с эвгеосинклинальным развитием, либо тяготеют к зонам разломов, разграничивающих эв- и миогеосинклинальные структуры. В последнем случае наблюдается крупномасштабное шарьирование фрагментов офиолитов из смежных зон иного структурпо-формациопного типа (Перфильев, 1979; Камалетдинов, Казанцева, 1983 и др.).

По данным геофизических исследований альпинотипные офиолиты в складчатых областях залегают в виде аллохтонных тектонизированных пластин или слагают основание крупных надвиговых чешуи и останцов тектонических покровов. Размеры тел варьируют в широких пределах - от мелких линз и будин до гигантских межформационных массивов площадью более тысячи кв. километров (Кемпирсайский, Войкаро-Сыньинский и др.). Для последних также характерна пластинообразная форма, с крутыми контактами, обычно вы-полаживающимися под массивами, преимущественно конформная со структурами рамы. Это подтверждается гравиметрическими и аэромагнитными исследованиями, а также данными глубокого бурения. Вертикальные мощности крупных тел по геофизическим данным обычно составляют 5-6 км. Контакты массивов тектонические. Дайковая серия и ореолы контактовых роговиков отсутствуют.

В объемном отношении в базит-гипербазитовых комплексах резко преобладают гарц-бургиты, им уступают дуниты, лерцолиты, верлиты и вебстериты. Между этими разновидностями совершенно отсутствуют интрузивные контакта!, переходы между ними часто постепенные, реже контрастные. Несколько иные взаимоотношения между этими разновидностями и габброидами. Оливиновые габбро и троктолиты часто характеризуются по-

ючатыми или директивными текстурами, отсутствием интрузивных контактов с вмещаю-ими гарцбургитами и лсрцолитами. Нориты, габбро-нориты и габбро в противоположить им обнаруживают реакционные взаимоотношения с вмещающими гипербазитами. В шконтактовой зоне в этих случаях появляются реакционные оторочки, гнезда и линзы >то- и клинопироксенитового состава, которые многими исследователями отождествля-гся с жильными пироксенитами. Как крайний член в некоторых офиолитовых комплексах блюдаются мелкие конформные тела анортозитов (анортититов).

Базит-гипербазитовые ассоциации альпинотипных офиолитов представляются в конеч-1М счете как в различной степени метасоматически измененная мантийная матрица, кото-я перемещена с разных гипсометрических уровней верхней мантии. Ритмичная севдорасслоенность" гипербазитов и габброидов, отсутствие скрытой расслоенности и щержанность минерального состава дунитов, гарцбургитов и лерцолитов свидетельству-гв пользу твердофазной модели образования расслоенности.

В состав кемпирсайского комплекса включены одноименный (порядка 1000 км2), Хабар-нский и погребенный Кокпектинско-Даульский массивы и серия (свыше 30) конформных «тонизированных пластин и линзовидных тел на их северном и южном продолжении. В строении участвуют габбро-гипербазитовые и гипербазитовые серии (О^), в различной жни серпснтшшзированные и с явным преобладанием в объемном отношении гарцбур-гов над дунитами, лерцолитами, верлитами и габброидами. Рама представлена породами зднего докембрия - раннего палеозоя. Массив имеет гетерогенное строение. По его пе-ферии наблюдается непостоянная по ширине дискретная оторочка различных по составу Збролдов, включая троктолиты, анортозитоподобных и эклогитоподобных пород. В пральной части они вытесняются дунитами, гарцбургитами и, в меньшей мере, верлита-и диаллагитами. В пологозалегающей "псевдорасслоенной" серии южной и юго-тадной частей массива отмечаются мегаритмы дунит-гарцбургитового, дунит-лерцолит-шб.ургитового, дунит-гарцбургит-клинопироксенитового, гарцбургит-пироксенитового 1олее сложного состава. При этом на долю гарцбургитов приходится более 2/3 объема. Железистость оливина в дунитах составляет 6-9 ат.% (91-94 ат.% Ро-компонента). В се-эвой части массива дуниты характеризуются повышенным содержанием РеО, СтгОг, ТлСЬ тониженным N¡0, в южной части в них заметно увеличивается содержание хромшпине-цов и N50. Гарцбургиты содержат до 12-20 мас.% реликтового энстатита; железистость ивина 6-11 ат.%. В лерцолитах и верлитах железистость оливина увеличивается соответ-¡енно от И-13 до 19 ат.%. В лерцолитах клинопироксен отвечает диопсиду, в верлитах он косится к геденбергит-диопсидовому ряду.

Альпинотипные офиолитовые комплексы Корякского нагорья по геолого-структурным эбенностям локализации и вещественному составу идентичны комплексам Уральской тдчатой области. Для них также характерна система различных по размеру аллохтонных ионизированных пластин, которые размещаются либо среди пикрито-диабазовых толщ, 5о налегают непосредственно на автохтон. Во всех случаях разрезы альпинотипных иолитовых серий представляют собой непрерывную последовательность от дунитов, »цбургитов и верлитов в нижней части разреза к троктолитам с характерной полосчатой :стурой в верхней части разреза.

Железистость оливина (в ат.%) в дунитах и гарцбургитах варьирует от 7 до 13 (обычно 8-железистость ортопироксена (энстатита) сопоставима с женезистостыо оливина, а в юш-■шроксензх повышается до 13-15 (ряд геденбергит-диопьида). В гарцбургитах и дунитах 1ержится до 8 мас.% шпинели. Железистость оливина в оливиновых пироксенитах повы-ется до 13-15, в троктолитах до 28. В габбро-норитах ортопироксен относится к бронзит-шрстеновому и гиперстеновому рядам.

Цупит-клинопироксеншп-габбровый тип. Комплексы эгого типа обычно группируются в (е протяженных (до 700 км) цепочек тел, приуроченных, к зонам глубинных разломов в еосинклиналях (Платиноносный пояс Урала) или в пределах активных континентальных >аин (Юго-Восточная Аляска). Вулканогенные и осздучно-вулканогенные толщи рамы лчно сопровождаются ореолами роговиков, мощно ;ть которых не превышает первых ен метров, в редких случаях достигает 1 км. При этс м породы этих комплексов лишены пнаков закалки.

<арактсрной чертой массивов этого типа комплексов является их блоковое строение,

причем отдельные массивы могут быть сложены только одним мегаблоком; чаще встречаются массивы, состоящие из двух или трех спаянных в одно целое мегаблоков. Морфологически для тех и других характерна близкая к изометричной, дугообразная или линейна} форма тел, подчеркиваемая ориентированными текстурами магматитов. Сопряженные блоки могут быть одинаковыми или различаться между собой по типу строения, но имеют четкие ограничения. Массивы с дунитовыми ядрами характеризуются концентрически-зональным строением, обусловленным закономерной и последовательной сменой дунитоЕ оливинитами, верлитами, оливиновыми клинопироксенитами и клинопироксенитами, ме-ланократовыми оливиновыми габбро (тылаитами) и троктолитами. Генеральная концентрическая зональность в направлении от дунитов к периферии блоков может быть осложнена присутствием линз и шлиров существенно оливиновых или пироксеновых пород иди секущими телами габбро-норитов, вокруг которых обычно возникает зональность второгс порядка. Полосчатые текстуры часто подчеркивают конфокальную структуру тел.

В пределах меридионально вытянутого Пяатиноносного пояса Урала почти непрерывной цепью располагается десять крупнейших массивов: Кытлымский, Денежкин Камень Нижне-Тагильский, Качканарский, Ревдинский, Павдинский, Кумбинский, Баранчинский и др. (Ефимов, 1984). Максимальный их размер по длинной оси - до 100 км при ширине от 1015 до 32 км.

По результатам интерпретации гравиметрических, сейсмических и магнитных данные западные части массивов Платиноносного пояса надвинуты на метаморфиты Центрально-Уральского поднятия с горизонтальной амплитудой порядка 38 км (Нечеухин и др., 1979; Берлянд, 1982). Массивы имеют пластинчатое строение и полого падают в восточном направлении; на глубине 45 км их контакты становятся крутыми и "подворачиваются" под структуру Центрально-Уральского поднятия. На глубине они сливаются с монолитными базитами (Берлянд, 1982), с которыми совпадают интенсивные положительные гравитационные и магнитные аномалии. В целом структура Платиноносного пояса рассматривается геофизиками как валообразное поднятие кровли гранулит-базитового слоя под Тггило-Магнитогорским прогибом, которое осложнено дополнительными выступами дунит-клинопироксенит-габброидных тел (Богатиков и др., 1988).

На примере кытлымского комплекса А.А.Ефимовым и Л.П.Ивановой (Ефимов, Иванова, 1963, 1967; Ефимов, 1984) установлена следующая выдержанная концентрическая зональность: от блоков платиноносных дунитов с высокомагнезиальным оливином (90-95 ат. % Fo-компонента) и акцессорным хромитом к периферии массива наблюдаются маломощные зонки дунитов, содержащие переменные количества эмбрионального клинопироксена диопсидового ряда, далее с увеличением железистости оливина наблюдается зона оливини-тов (метадунитов) с акцессорным титаномагнетитом (оливин в виде порфировидных выделений с железистостью 15-20 ат.%, клинопироксен содержит 15-20 ат.% Hd-компонента); по мере приближения к контакту с клинопироксенитами метадуниты сменяются последовательно верлитами и оливиновыми клинопироксенитами. Ширина переходных зон может меняться в широких пределах, но последовательность пород в этом ряду остается неизменной, т.е. в любом контакте во всех массивах этого типа можно выделить эквиваленты дуни-товой, метадунитовой и пироксенитовой зон (Ефимов, Иванова, 1963; Ефимов, Ефимова, 1967; Ефимов, 1984). В совокупности эти факты свидетельствуют о метасоматической природе верлитов, клинопироксенитов, тылаитов и троктолитов и не противоречат гравиметрическим и сейсмическим данным, согласно которым дунит-верлит-клинопироксенитовые блоки по отношению к вмещающим габбро-норитам являются бескорневыми телами с вертикальной мощностью от сотен метров до первых километров (Нечеухин и др., 1979). "Горячие" швы, по-видимому служили границами срыва относительно жестких дунитовых ядер в зонах интенсивного пластического течения пород. Синтез всех данных позволяет вслед за А.А.Ефимовым (1977, 1984) интерпретировать комплексы этого типа как высокотемпературные тектониты, независимо от их глубинной предыстории. Внутренняя структура массивов отчасти приспосабливается к структурной позиции рамы, хотя в целом не зависит от нее.

Исследованиями уральских геологов установлено, что коренная платина связана в основном с перекристаллизованными крупнозернистыми и порфировидными дунитами и приурочена к местам скопления в них хромшгшнелидов. Эта закономерность, в частности,

и

траведлива также для щелочно-ультраосновиых концентрических комплексов кондерского инаглинского типов, а также для расслоенных плутонов типа Бушвельда (Уэйджер, Бра-[, 1970).

Комплексы дунит-клинопироксенит-габбрового типа описаны также в складчатых груктурах Полярного Урала и Зап. Саян (Добрецов и др., 1977), юга Корякин ^страханцев, Батанова, 1989), Западной Монголии и Южной Тувы (Ступаков и др., 1991), )го-Восточной Аляски (Тэйлор, Нобл, 1973; Богатиков и др., 1988 и др.). Во всех случаях 1я них характерно: 1) цепочное расположение (например, в Юго-Восточной части Аляски ) массивов образуют двойной пояс протяженностью до 500 км и шириной до 50 км; наи-элее крупными и хорошо изученными являются массивы Юнион-Бей, Солт-Чак, Блашке-йлендс и Дьюк-Айленд); 2) гетерогенное внутренее строение и наличие трех серий магма-пов: ранняя серия объединяет преимущественно гипербазиты (дуниты, ферродуниты, чивиниты, верлиты, клинопироксениты, тылаиты, троктолиты и оливиновые габбро); )едняя серия - габбро-нориты и нориты с активными интрузивными контактами; поздняя :рия - кварцевые диориты, гранодиориты, плагимраниты и кислые жильные образова-м; 3) последовательная закономерная смена в гипербазиговой серии одних пород други-и с последовательным увеличением железисгости оливина и клинопироксена (оливины Фактически не содержат СаО).

Габбро-анорпюлтювый пит. Анортозитовые и габбро-анортознтовые ассоциации в не-1ачитсльном объеме являются составной частью в рассмотренных типах линейных комиксов. На планетарном уровне они проявлены в особом типе магматических комплексов габбро-анортозитовом, формирование которых совпало с периодами докембрийской ис-зрии эволюции коры планет земной группы (Богатиков и др., 1987). Комплексы этого ти-1 ассоциируют с метаморфическими образованиями щитов и цоколей древних платформ и Зразуют протяженные линейные массивы площадью до нескольких тысяч квадратных ки-эметров. Вместе с отшнурованными телами и тектонизированными пластинами они обра-тот протяжешше пояса. Примером является Джугджуро-Каларский габбро-юртозитовый пояс.

Составной частью габбро-анортозитовых комплексов кроме габброидов и существенно тагиохлазовых пород являются гипербазиты, субшелочные гранитоиды и щелечноземель-ае сиениты. В зависимости от объемных соотношений между перечисленными магмати-ши различаются следующие ассоциации: 1) габбро-анортозитовая (без гранитоидов); 2) ангерит-анортозитовая; 3) анортозит-гранитная. Геолого-структурные и изотопные ис-¡едования указывают на автономное их развитие в различной тектонической обстановке и 1 разных возрастных рубежах формирования земной коры. Результаты определения ра-•югенного возраста подтверждают их разновозрастность: для анортозит-гранитной ассо-1ации - 1,5-1,7 млрд. лет, для мангерит-анортозитовой и анортозитовой - от 1,9 до 2,8 лрд. лег (Богатиков и др., 1987).

В составе габбро-анортозитовых комплексов участвуют две серии магматитов - салито-1Я (существенно плагиоклазовая или анортозитовая) и мафитовая (базит-гипербазитовая); объемном отношении первая резко уступает второй. Начальные изотопно-стронциевые гношения для любой из составных частей этих серий отличаются максимально низкими ичениями - от 0,7010 до 0,7045, свидетельствующими о мантийной природе родоначаль-эго расплава.

Джугджуро-Каларский габбро-анортозитовый пояс приурочен к южной периферии Ал-шского массива - от р. Калар (Восточное Забайкалье) до побережья Охотского моря. По; включает в себя цепь различных по площади габбро-анортозитовых массивов, наиболее эупными из которых являются (с востока на запад) Джугджурский, Геранский, Лантар-сий, Лавлинский и Каларский. С этими массивами, как правило, совмещены в пространст-; цепочки и пояса более мелких анортозит-базит-гипербазитовых тел, возраст которых 1рьирует в широких пределах - от АИ^ и РЯ| до позднего палеозоя. Самые молодые ком-1ексы наблюдаются среди фанерозойских отложений Дкугджуро-Становой складчатой 1стемы, а наиболее древние - по периферии Алданского массива.

В эволюции габбро-анортозитовых массизов различаются как минимум три стадии. В аншою стадию, совпадающую с растяжением и максимальным разогревом кристалличе-сих пород рамы, происходит формирование громадных по размеру и протяженности тел

корытообразной формы, обладающих обычно симметричным строением. С использованием геофизических, петрофизических и геологических данных устанавливается крайне неоднородное их строение по вертикали: нижняя и внутренняя части мощностью до 12-15 км представлены ритмично расслоенной мафитовой серией, верхняя часть мощностью 1-3,5 км

- скрыто- и груборасслоенными анортозитами с подчиненным значением чарнокитов, ман-геритов, монцонитов, щелочноземельных сиенитов и граносиенитов (салитовая серия). В среднюю стадию происходит окончательная консолидация массивов, участие их в складчатых деформациях, с которыми совпадают начальные стадии высокобарического метаморфизма преимущественно мафитовой, реже салитовой и промежуточной по составу матрицы. С жесткими деформациями (поздняя стадия) связываются перестройка структурного плана конкретных участков и "растаскивание" массивов, формирование протяженных роев, цепочек и кулис базит-гипербазиговых (± анортозитовые ассоциации) тел более мелкого ранга, с которыми неразрывно связана целая гамма высокобарических пород (Р 12 кбар, Т 750-920 °С). В результате высокобарического метаморфизма происходит резкое увеличение плотности преобразуемой матрицы - от 2,72-3,05 до 3,47 г/см3. Эти процессы завершаются альбитизацией, окварцеванием и многостадийной сульфидной, магнетитовой и титаномаг-нетитовой минерализацией. Некоторые разновидности метасоматитов характеризуются аномальным содержанием ГуН, Т1-М1 и Ар.

Анортозиты характеризуются крупно- и гигантозернистой (пегматоидной), реже порфи-ровидной структурами, полосчатой и реже массивной текстурой. Кроме плагиоклаза (до 90-95 мас.%) практически всегда присутствуют клино- и ортопироксены и роговая обманка; среди акцессорных минералов встречаются ильменит, титаномагнетит, апатит, сфен, циркон, рутил, шпинель, иногда корунд и гранат. В зависимости от состава плагиоклаза среди анортозитов различаются битовнититы, лабрадориты, андезиниты и олигоклазиты. Для плагиоклаза характерно отсутствие зональности; ортопироксены относятия к ряду гиперстена-железистого гиперстена (в редких случаях до эвлита), клинопироксены - к ряду диоп-сид - геденбергита: 0\п,(. ъ<>,1 Нс)28,7-57.4 Ca-Al1.3-9.2-

Габбро-нориты, нориты и переходные к анортозитам породы имеют кумулятивные структуры. Главными породообразующими минералами являются основной плагиоклаз (47-74 Ап) и пирокссны, очень редко оливин. Интеркумулятивнное пространство выполнено пироксенами, ксеноморфным плагиоклазом и акцессорными минералами - титаномагке-титом, ильменитом, апатитом; в незначительных количествах присутствуют микроклнн, кварц и биотит (микрогранитные и микропегматитовые участки). От габбро-поритов и но-ритов к габбро-анортозитам наблюдается последовательное увеличение железистости в темноцветных минералах и уменьшение основности плагиоклаза. Ортопироксен изменяет свой состав в пределах: ЕП39,6-62,5 р5з4,8-й,о \Уо1,4-2,2 (Р 36,1-60,2 ат.%), клинопироксен: 01«,мм И|,3-2.5 Шз9,8-56,1 Са-А1о,9-4.3, ОЛИВИН." Р09,9-55,4 Ра«,1-гб,3.

Олнвшшты, вебстериты, пироксениты и троктолиты мафитовой серии также характеризуются переменным составом породообразующих минералов. Плагиоклаз содержит от 4658 до 92-95 Ап-компонента, ортопироксен относится к ряду бронзита-энстатита, клинопироксен - к ряду диопсида и геденбергит-диопсида, состав оливина меняется от 87-89 (оливиниты) до 38-83 (монцониты, мангериты и троктолиты) ат.% Ро-компонента. В ман-геритах и щелочноземельных сиенитах наряду с плагиоклазом встречается калиевый полевой шпат; ортопироксен в них характеризуется максимальным содержанием рБ-компоиента

- до 79-86 ат.% (ряд эвлита), а клинопироксен содержит (в ат.%) до 62,1-79,8 Ш- и 13,1-29,9 ^-компонента. В разрезе мафитовой серии выделяют до пяти мега- и макроритмов: нижние ритмы начинаются с магматитов, насыщенных рудными минералами (Нт, М1, и "П-М1 + Ар), оливином, орто- и клинопироксеном, верхние ритмы завершаются гибридными породами, анортозитами, мангеритами, монцонитами и щелочноземельными сиенитами (Ленников, 1968; Корсаков и др., 1977; Богданова, 1984, 1987 и др.).

Структурные и вещественные особенности магматических пород позволяют выявить специфику формирования габбро-анортозитовых массивов от ранних до заключительных этапов. Фракционная кристаллизация глиноземистого базальтового расплава в соответствии с наблюдаемыми парагенезисами и с учетом экспериментальных исследований происходила в условиях постоянно меняющихся значениях Рн2о, Ро2 и Рнг В обстановке

¡ысокого водного давления кристаллизовались оливин и пироксены, а в "сухих" условиях -шагиоклаз. При пульсирующем водном давлении формировались директивно-полосчатые ,(акро- и микрорасслоекные мафитовые и салитовые серии магматитов. При высоких зна-1СНИЯХ Ро2 из расплава кристаллизовались несиликатные фазы - магнетит (титаномагнетит) I гематит, а остаточный расплав при фракционной кристаллизации обогащался БЮг. Уве-шчение и уменьшение в процессе кристаллизации Рн2 способствовало смене восстановительной среды окислительной (смена ильменитовых парагенезисов магнетитовыми). Судя ю содержанию ильменита и магнетита в магматитах мафитовой серии, значения Ро2 и Рн2 шели пульсационный, нестабильный характер.

Кристаллизация таких силикатных фаз, как 01, ОРх СРх, которая осуществлялась при тюсительно высоком водном давлении, привела к некоторому дефициту БЮг огноситель-ю щелочей в остаточном расплаве. При устойчивом высоком Рн2о конечные дифференциа--ы расплава соответствовали мангеритам, монцонитам и щелочноземельным сиенитам, 'азличная окислительно-восстановительная обстановка в процессе фракционной кристал-щзации глиноземисто-базальтового расплава привела к увеличению или понижению коли-[ества щелочей и ЭЮг в остаточных продуктах. После выпадения из расплава таких сили-сатных фаз, как оливин, орто- и клинопироксеп увеличение парциального давления кисло-)ода способствовало кристаллизации несиликатных железистых фаз - магнетита, "П-1агнетига и гематита, что привело, в конечном счете, к обогащению остаточного расплава целочами.

Расслоенные базит-гипербазитовые плутоны типа Скергаардского, Бушвельдского, ^тиллуотерского, Великой дайки и др. рассматриваются как частный случай расслоенных ;омплексов габбро-анортозитового типа. Они широко развиты в стабилизированных пгруктурах земной коры - на древних и молодых платформах, срединных массивах, областях завершенной складчатости и т.д. Обычно они появляются в связи с активизацией этих труктур при рифтогенезе или в начале крупных тектономагматических циклов от архея до ;айнозоя включительно. Расслоенные плутоны нередко вовлекаются в последующие деформации, в процессе которых членятся на блоки, отдельные пластины и линзы, которые тогда подвергаются метаморфизму, особенно в краевых частях, реже складчатым дефор-1ациям, т.е. у них много общего с массивами габбро-анортозитового типа. Те и другие [редставлены сериями магматитов, кристаллизовавшихся из расплава, со сходными тек-турными и структурными характеристиками, но разными объемными соотношениями тех ши иных интрузивных пород, которые объясняются разными геодинамическими и термодинамическими условиями формирования этих плутонов. Детально они рассмотрены в лассических работах Л.П.Уэйджера и Г.Брауна (1970), Е.В.Шаркова (1980) и др.

Показателем степени динамической активности тех или иных литосферных блоков в [роцессе формирования линейных магматических комплексов является масштабность продления процессов высокобарического метаморфизма.

К высокобарическим принято относить породы, образовавшиеся в условиях высоких явлений и относительно широких вариаций температур - от уровня зеленосланцевой до ранулитовой и эклогитовой фаций включительно, и содержащие такие специфические ми-[ералы, как гранат с высоким содержанием пиропового компонента, омфацит, жадеит, лаукофан, кроссит, винчиг, барруазит, лавсонит, стильпномелан, кианит, ставролит, муас-анити алмаз.

Выделены и детально охарактеризованы следующие группы высокобарических пород: 1) клогиты 2) эклогитовые кристаллические сланцы; 3) гранатовые и клинопироксен-ранатовые амфиболиты; 4) глиноземисто-магнезиальные гранатовые и амфибол-ранатовые перидотиты; 5) эклогиг-глаукофановые сланцы; 6) глаукофановые сланцы и 7) юноминеральные и существенно жадеитовые породы. Эклогиты встречаются среди мета-юрфитов гранулитовой и амфиболитовой фаций регионального метаморфизма, но по от-юшению к последним являются чужеродными образованиями. Разновидности 2-4 групп [ространственно и генетически связаны с альпинотипными офиолитами, (метаморфический [ полосчатый комплексы) и мафитовой серией расслоенных интрузий. Разновидности 5 и 6 рупп также обнаруживают парагенетическую связь с базит-гипербазитовыми сериями, [риуроченными в большинстве случаев к пограничной области мио- и эвгеосин7«ч:::а;;-'!■>

зон складчатых областей. Они могут быть пространственно совмещены с группами 2-4, частично или полностью замещать их, либо иметь самостоятельное значение. Высокобарические породы 2-7 групп связаны преимущественно с фанерозойскими этапами развития земной коры. Практически все минералогические разновидности 1-4 групп встречаются среди глубинных ксенолитов некоторых лампроитовых и кимберлитовых трубок, а также в лавах щелочных базальтов.

Громадный эмпирический материал по химизму высокобарических пород, накопленный за последние три десятилетия, позволяет выявить петрохимические особенности всей их совокупности. Различаются высокобарические породы габбро-базальтового, троктолитового и перидотигового типов.

К габбро-базальтовому петрохимическому типу относятся биминеральные и рутиловые эклогиты, эклогитовые кристаллические сланцы, гранатовые и гранатсодержащие габбро и габбро-нориты, некоторые разновидности друзитовых эклогитов, эклогит-глаукофановые и глаукэфановые сланцы и существенно жадеитовые породы. Высокобарические породы этого типа пользуются максимальным развитием и характеризуются высокими содержаниями БЮг, Т1О2, РеО, и ЫагО и относительно низкими - АЬ03, МёО, СаО и КгО; вследствие этого для них характерны самые высокие значения отношений РеО / и ЫагО / КгО, мафического и фельзического индексов и, наоборот, минимальные значения индекса Куно.

Высокобарические породы троктолитового петрохимического типа пользуются ограниченным распространением. К этому типу относятся эклогиты, эклогитоподобные породы, друзит-эклогиты и некоторые разновидности гранатовых амфиболитов, которые в совокупности характеризуются максимальной глиноземистостью, умеренным содержанием 8Ю2, Т1О2, РеО, ИагО и К2О, промежуточными значениями Б:, Ми, Фи и отношений РеО / MgO и ЫааО / КгО. Эклогиты и эююгитоподобные породы этого типа отличаются от других разновидностей высокобарических пород наличием высокомагнезиального граната (56 - 65 % пиропового компонента), кианита и клинопироксена с относительно низкой щелочностью (4,5 - 12,5 ат% жадеитового компонента). К высокобарическим породам троктолитового типа относятся некоторые глиноземисто-магнезиальные и алмазоносные эклогиты из ксенолитов кимберлитовых трубок Южной Африки и Якутии.

К перидота говому петрохимичекому типу относятся такие эклогитоподобные породы некоторых дунит-гарцбургитовых, перидотитовых и габбро-перидотитовых комплексов, как гранатовые дуниты, оливиниты и перидотиты. Практически все они встречаются среди глубинных ксенолитов в некоторых кимберлитовых и лампроитовых трубках, а также в лавах щелочных базальтов; многие из них содержат мелкие кристаллы алмазов. В целом они характеризуются высоким содержанием MgO и аномально низким БЮг, ТЮг, АЬОз, РеО, СаО и щелочей, а также аномально высокими значениями индекса Куно и аномально низкими - мафического и фельзического индексов и отношениями РеО / MgO, Ыа^О / КгО.

В процессе образования высокобарических пород избыток БЮг и ИагО является потенциальной причиной последующих минеральных преобразований, которыми должен логично завершиться высокобарический метаморфизм. Масштабы 31-, Ыа- или смешанного Бь Иа-метасоматоза определяются масштабностью высокобарического метаморфизма. С процессами альбитизации и окварцевания связаны кварцевые, слюдяно-кварцевые и существенно альбитовые метасоматиты с умеренной, реже богатой сульфидной минерализацией. В результате сложных полиминеральных преобразований формируются метасоматиты золото-кварц-сульфидной и оксеталитовой (аргиллизиты, кварцитолиты и серицитолиты) формаций, а также редкометальные метасоматиты. Парагенетическая связь тех и других процессов может быть использована на практике в качестве поискового критерия прежде всего коренного и россыпного золота (± платины), а высокобарические породы, особенно их высокомагнезиальные разновидности, могут рассматриваться как потенциально алмазоносные.

2. Концентрические магмапшческие комплексы. (КМК) развиты в стабилизированных геоблоках. По геолого-структурным и вещественным особенностям выделено шесть пшпов, различающихся по набору пород, масштабам распространения и особенностям минерагении: ще-лочно-ультраосновные с натриевым (кондерский) и калиевым (инаглинский) трендами, шон-киаит-чсевдолейцшиових сиенитов-граносаеиитовый (ыллымахский), монцонит-мангерит-граносиеяитовый (карабуранский), сышшрипювый (якшипский) и габбро-пюналит-

пяскшповый (тастысайский). Кондерский тип, развитый в структурах сжапиы и парлге-епшчески связанный с кимберлитами, подразделен на два подтипа: (1) с дупипювым ядром и 2) с карбонапиипами; инаглинсуий пшщ приуроченный к структурам растяжения и параге-епимески связанный с лшпроитами, пшкже подразделен на два подпита: (1) с дутиповым дром и (2) гранатным ядром и щелочноземельный, щелочной и щелочпо-ультраосновной путренней и внешней оболочками.

В строении концентрических магматических комплексов участвуют специфические маг-|атические ассоциации, приуроченные к стабилизированным блокам земной коры на разом удалении от структур высокой подвижности, хотя так или иначе взаимосвязь с послед-ими проявляется довольно определенно. Примером может служить группа концентриче-ких массивов Чад, Сыбах, Кондер, Ингили, Билибинский, Чайдахский и Арбарастахский, неположенных вдоль восточного и южного обрамления Алданского массива, а также руппа концентрических массивов Восточно-Мугоджарского поднятия (Тастысайский, ицисайский и Акбулаксайский), сконцентрированных в непосредственной близости от За-:адно-Мугоджарской эвгеосшислинальной зоны и грабенообразных структур. С некоторый типами КМ К связываются жильные и трубчатое тела кимберлитов и лампроитов. !ысокобарические ассоциации в концентрических комплексах не имеют самостоятельного начения и встречаются в качестве глубинных ксенолитов, фиксирующих определенные ровни генерации расплавов, которые цементируют и транспортируют на более высокие ипсометрические уровни эти ксенолиты.

При рассмотрении конкретных концентрических комплексов выявляется следующая >собенность: все они располагаются в тех участках кратонизированных блоков, которые в фоцессе тектоно-магматической активизации приобрели относительную подвижность, т.е. ектонический фактор и в этом случае играет определяющую роль. Концентрические маг-1атические комплексы по сравнению с линейными имеют ограниченную площадь - от 3-6 [о 30-40 км2, исключительно редко до 150-170 (билибинский и мурунский комплексы) и 350 - 400 (сыннырский комплекс) км2. Для массивов характерны штокообразная изометричная, ллипсовидпая и трубчатая, реже лннейно-вытянутая и дайкообразная формы.

КМК кондерского пиша. Специфические особенности КМК этого типа: групповое и зо-юльное их расположение по периферии кратонизировашшх блоков и срединных массивов, |рко выраженный Na-тренд и парагенетическая связь с кимберлитовым магматизмом. Они [арактеризуются контрастными плотностными и магнитными свойствами, при этом поло-кительные геофизические аномалии имеют форму, близкую к изометричной или слегка звальной. Геофизическими методами обнаруживаются КМК различного ранга, включая 'слепые" тела на разных гипсометрических уровнях - от близповерхностных до уровня ¡ерхней мантии, имеющие размеры на 1-2 порядка больше размера выведенных на поверх-юсть массивов. Так по расчетным гравиметрическим данным в сводовой части Батомгско--о блока в пределах коры предполагается наличие двух аномальных объектов чечевицеоб-зазной формы на уровне 6-15 и 24-35 км, имеющих соответственно размеры 60x90 и 90x120 <м, которые отождествляются с остаточными магматическими "палеоочагами" или 'слепыми" щелочно-ультраосновными массивами (Абрамов, 1989, 1993). Верхнемантийные талеоочаги в этой части Алданского щита по расчетным данным предполагаются на глуби-iax 50-70 и 90-120 км; радиус палеоочагов соответственно 120 и 200 км.

КМК с дуншповым ядром расположены в междуречье крупных правых притоков Алдана -Май (среднее течение) и Учура (верховья), на площади 60 х 80 км2. Самыми крупными и относительно хорошо изученными из них являются кондерский и чадский комплексы [диаметр соответственно 7,5 и 5,6 км). Диаметр дунитового ядра составляет 4,5-5,5 км. Кроме дунитсв (железистость оливина 7,5-10,5 ат.%) в ядре присутствуют от 3-5 (чадский КМК) до 15% (кондерский КМК) оливиниты (F оливина 9,5-12,5 ат.%) и косвиты (F оливи-иа 12-16 ат.%). Косвиты содержат (в мас.%) до 7-10 оливина, 40-70 клинопироксена, 2-15 амфибола, 10-40 биотита, 5-20 апатита и 5-20 магнетита. В пегматоидных разновидностях часты щлнры магнетита (до 80-95 магнетита и 3-5 хромита). Оливиниты и косвиты обычно приурочены к внешним частям дунитовых ядер или радиальным разломам. В кондерском КМК косвиты образуют тела размером до 2x3 км2. Внутренняя оболочка в кондерском и чадском комплексах сложена клинопироксенитами с вариациями в содержании оливина от 0-15 до 30 мас.%; ширина ее колеблется от 150-200 до 600 м. Внешняя дискретная оболочка

состоит из габброидов и диоритов повышенной щелочности - монцонитов и маигеритов (в чадском КМК - кенгалленитов, габбро-норигов, часто с оливином, и субщелочных габб-роидов); ширина ее в том и другом комплексах варьирует от первых сотен метров до 2 км. Между клинопироксенитами внутренней оболочки и дунитами ядра отмечаются реакционные контакты с появлением гибридных разновидностей. В зоне эндоконтакта в чадском КМК наблюдаются многочисленные заливообразные инъекции оливинитов, гнездообраз-ные и шлировые обособления оливин-хромдиопсидового состава, а также мелкие пегматитовые жилы, состоящие из калиевого полевого шпата, диопсида, хромдиопсида и арфвед-сонита.

Промежуточная природа клинопироксенитов с различным содержанием оливина и плагиоклаза выявляется при анализе химических особенностей типоморфных минералов - оливинов, клинопироксенов и плагиоклазов. От дунитов в сторону габброидов наблюдается последовательное увеличение в оливинах Ра-компонента (в ат.%): в дунитах - 8-12, оливи-нитах - 11-17, оливиновых клинопироксенитах - 19-23, оливинсодержащих клкнопироксе-нитах - до 25, плагиоклазовых клинопироксенитах - до 30, оливиновом габбро - до 35. Образование более железистого оливина происходит, по-видимому, в результате термального воздействия субщелочных габброидов внешней оболочки рассматриваемых комплексов. В результате частичного подплавления по периферии дунитовых ядер и вдоль радиальных разломов, образуются небольшие тела оливинитов, которые обычно располагаются среди дунитов (кондерский и чадский комплексы), реже - среди оливиновых клинопироксенитов (сыбахский комплекс). Оливиниты часто подвергнуты перекристаллизации с образованием пегматовдных и крайне неравномернозерннстых структур. Во всех случаях с ними связаны повышенные концентрации Сг и Ри

Клинопироксены в породах внутренней и внешней оболочек относятся к геденбергит-диопсидовому изоморфному ряду с незначительным содержанием (в ат.%) жадеитового (0,9-2,4) и ийогансенитового (0,1-0,4) компонентов; содержание в них Са-А1- и Са-Тт-АЬ миналов также невелико (от 0,6-1,9 до 5,8); железистость (в ат.%) от дунитов к габброидам последовательно увеличивается от 7,2-12,4 (оливиниты), 15,3-21,7 (оливиновые клинопи-роксениты), 19,8-30,2 (клинопироксениты), 26,1-30,9 (плагиоклазовые клинопироксениты) до 30,9-34,6 (габбро и монцониты). В этом направлении отмечается последовательное уменьшение Ш- и соответственно увеличение Нс1-компонентов. В оливиновых клинопироксенитах клинопироксены часто содержат от 0,65 до 1,6 мас.% Сг;Оз (хромдиопсиды). Хром-диопсид также встречается в зональных пегматитовых жилах, обильных в эндоконтактовых частях дунитовых ядер. Фазовые составы плагиоклазов в габброидах и плагиоклазовых клинопироксенитах характеризуются значительными отклонениями: в первом случае АЬ4з,о-44,5 АП55,1-55,6 ОГо,9-1,5 , ВО ВТОрОМ - АЬ|1,0-19,5 АП80,0-88,7 ОГ0,3-0,6 .

КМК с карбопатшпами располагаются в краевой части Батомгского блока (арбарастахский и ингилийский комплексы) и среди срединных массивов в пределах ЮжноВерхоянской складчатой системы (горноозерский и поворотнинский комплексы и группа мелких массивов Лединской зоны). В их строении принимают участие щелочные пироксе-ниты (± 01), часто содержащие ксенолиты оливинитов, ийолиты, мельтейгиты, уртиты, те-ралиты, нефелиновые сиениты и карбонатиты. Состав клинопироксена в этом подтипе КМК варьирует в следующих пределах (в ат. %): 1) в щелочных клинопироксенитах - 0159-83 И2-8 Еео-а Ш19-29 Са-А1и,8-2.2 ; 2) в ийолитах и мельтейгитах- И5.ю Eg22■б4 НсЬ-гз Са-А1-о,9-1,б; 3) в нефелиновых сиенитах - ОЬ4-з9 Jd8-9 Ей^л Нёл-гз Са-А1о-1,о. В направлении от клинопироксенитов к ийолитам и нефелиновым сиенитам видим последовательный рост эги-ринового и снижение роли диопсидового и геденбергитового компонентов и глиноземисто-сти. Фельдшпатоид представлен нефелином, содержащим 77-84 ат.% и соответственно 16-23 КБ-компонентов. Среди карбонатитов встречаются анкернтовые, доломитовые и кальцитовые (преобладают) разновидности. С магматитами арбарастахского, ингилийско-го и горноозерского комплексов ассоциируют жильные и трубчатые тела кимберлитопо-добных пород (ингилитов). В окрестностях ингилийского комплекса (в радиусе 3-15 км) известно более 200 подобных тел, в четырех из них детально изучены алмазеодержащие экло-гитоподобные породы.

Индивидуальные особенности КМК кондерского типа - групповое расположение в краевой части кратонизированных блоков в обрамлении двух подвижных систем и наличие

многоярусных палеоочагов а пределах верхней мантии и низов коры, свидетельствуют о уштельиой эволюции этих комплексов в условиях специфического тектонического режима. ?анние стадии эволюции совпадают с докембрийскими этапами (становление Джугджуро-Зтановой и Южно-Верхоянской складчатых систем, дробление твердофазных мантийных ¿асс, подъем отдельных блоков с параллельным подплавлением и фракционированием об-зазовавшегося расплава до разных гипсометрических уровней коры, при этом фракционирование и кристаллизация расплава с образованием КМК с карбонатитами продолжались № позднего девона, поздние стадии связаны с MZ - тектоно-магматической активизацией дробление на более мелкие блоки, дифференцированный их подъем до современного гип-;ометрического уровня и взаимодействие с толеитовым расплавом в случае подтипа КМК с 1унитовым ядром).

В MZ тектоно-магматический этап окончательно сформировались КМК с дуцитовым шром, внутренней верлито-клинопироксенитовой и дискретной внешней габброидной оболочками. В возрастном отношении дуниты в этом подтипе комплексов являются самыми древними (R - V), габброиды внешней оболочки парагенетически взаимосвязаны с MZ -щданским комплексом, оливиниты, верлиты н клинопироксениты внутренней оболочки образовались в результате взаимодействия базальтового расплава с твердофазными дуни-гами. Подтип КМК с карбонатитами сформировался в результате фракционирования и по-:ледующей кристаллизации менее тугоплавких расплавов, насыщенных летучими композитами и Na в более раннюю PRj - PZ2 - стадию формирования комплексов кондерского гипа. При этом характерна тенденция омоложения комплексов с запада на восток - от Албанского щита в сторону Южно-Верхоянской складчатой системы.

КМК ипаглшккого типа. Комплексы инаглинского типа ассоциируют с шовными частями мезозойских глубинных разломов раздвигового характера, рифтоподобными и трого-зыми структурами также мезозойского возраста, которые характеризуются преобладающим растяжением (для кондерского типа характерно преобладающее сжатие). По особенностям вещественного состава здесь также различаются два подтипа комплексов: 1) с дуни-говым и 2) с гранитным ядрами.

Первый подтип представлен одноименным комплексом, который по морфоструктурным зсобенностям и по размерам сопоставим с аналогичными комплексами кондерского подтипа, но в отличие от последних характеризуется аномальным вещественным составом: эливины из дунитов ядра (диаметр 5,2 км) характеризуются чрезвычайно высокой магнези-альностью (95-98 ат.% Fo-компонента), а магматиты внутренней (верлиты, оливиновые, эливинсодержащие, безоливиновые и фельдшпатоидные клинопироксениты) и внешней (шонкиниты, миссуриты, фергуситы, меланократовые фельдшпатоидные сиениты и пула-житы) оболочек - наличием нормативного и модального лейцита (или псевдолейцита ± нефелина); магматиты внутренней непрерывной (мощность до 50 м) и внешней дискретной (мощность от 80-150 до 800 м) оболочек кроме фельдшпатоидов содержат слюду (флогопит, реже биотит) от 3-5 до 12-15 мас.% (по периферии дунитового ядра наблюдается непрерыв-яая слюдистая оторочка, иногда с нормативным лейцитом, мощностью от 0,5 до 25 м). Оливиниты в виде линзовидных тел и инъекций причудливой формы встречаются по периферии дунитового ядра и среди магматитов внутренней оболочки.

В направлении от дунитового ядра к внешней оболочке последовательно снижается содержание Fo-компонента (в ат.%) в оливинах - от 91-93 (оливиниты и верлиты) и 85-89 (оливиновые и оливинсодержащие клинопироксениты) до 78-81 (фельдшпатоидные беспла-гиоклазовые породы и пуласкиты). В этом же направлении происходит закономерное изменение клинопироксена: относительно глиноземистый и титанистый Hd-Di -клинопироксен (в ат.%: Di68-74 Шго-гз №,7.3,7 Са-АЬ.м.а Ca-Ti-Ali.j.i.s), характерный для клинопироксенитов, вытесняется аномальным низкоглиноземистым и малотитанистым Eg-Hd-Di-клинопироксеном (СРх из шонкинитов: Db3-79 Jd3,6-4,2 Ego,2-0,5 Hd16-i9 Са-АЬ,1-1,0 Ca-Ti-Ab,9-1,6; СРх из мнссуритов: Dbs-79 Jdi.5-1.8 Egs,4.7,4 Hdu.13 Са-АЬ Ca-Ti-Ali,5-1,9). В этом же направлении наблюдается понижение железистости (от 19,8-23,0 до 13,7-16,4 ат.%) и кальциевости (от 0,527-0,541 до 0,451-0,470); в фельдшпатоидных бесплагиоклазовых породах в клинопи-роксене жадеитовый минал из-за резкого дефицита глинозема вытесняется эгириновым ми-налом.

Магматиты внутренней и внешней оболочек в целом характеризуются ярко выраженным

калиевым трендом (в мас.%: 0,4-2,6 ЫагО и 4,3-6,7 КзО, К.¡О) Ыа20 от 3,3 до 13,2). Радиологические датировки по ЯЬ-Бг-мстоду . 138-140 млн. лет (определения выполнены А.И.Зайцевым, ИГ ЯНЦ СО РАН, г. Якутск), по К-Аг-методу - от 103-112 до 137±5 млн. лет (данные М.П.Орловой; Костюк и др., 1990). В экзоконтактовой зоне наблюдаются мощные ореолы фенитизированых и ороговикованных пород с резким преобладанием КгО над

По геофизическим данным (Абрамов, 1993), в первую очередь по избыточной плотности по отношению к породам рамы глубинная модель инаглинского КМК в грубом приближении отождествляется с двумя цилиндрическими телами разного диаметра, поставленными друг на друга в пределах верхнего и среднего гипсометрических уровней коры: верхний малый цилиндр с радиусом 2,5 км (до глубины 5 км) как бы стоит на нижнем большом с радиусом 7 км (до глубины 16 км), при этом центральная ось первого смещена к востоку на 1 км по отношению к оси второго (Худяков и др., 1988). Более объемная форма второго цилиндра и отсутствие в этом блоке более глубинных палеоочагов, характерных для КМК копдсрского типа, являются следствием того, что при мезозойской тектоно-магматической активизации этот гипсометрический уровень являлся местом разгрузки твердофазных мантийных блоков и фракционированных непосредственно из глубоких уровней верхней мантии расплавов.

Второй подтип КМК представлен контрастными по составу комплексами с характерной обратной зональностью: ранние фазы (внешние дискретные и непрерывные оболочки) в них представлены фельдшпатондными верлитами и клинопироксенитами (± В1 ± 01), миссу-ритами, щонкинитами и фергуситами, средние (внутренние оболочки) - щелочными (псевдолейцитовыми, лейцитовыми и нефелиновыми) сиенитами, сынныритами и щелочноземельными сиенитами, ядерные - граносиенитами, субщелочными и ультракислыми гранитами (билибинский, чайдахский, мурунский и др. комплексы), т.е. от периферии к центру наблюдается практически непрерывный гомодромный ряд от щелочно-ультраосновного до щелочного, щелочноземельного, кислого и ультракислого состава. Особенности вещественного состава КМК этого подтипа рассматриваются на примере билибинского комплекса. Для комплекса характерна эллипсовидная форма размером 12x15 км с ориентировкой длинной оси в северовосточном направлении (32°). Размеры гранитного ядра 6,8 х 8,5 км, толщина граносиенитовой оболочки варьирует от 0,3-0,9 до 1,7 км, щелочно-земельносиенитовой - до 2,4 км, щелочносиенитовой - от 0,3-1,0 до 2,4 км, фергусит-щонкинит-миссуритовой серии - 0,5-1,0 км.

В магнитном поле билибинский КМК представлен четко выраженной кольцевой аномалией, имеющей цепочечный характер и практически совпадающей с внешней дискретной и частично внутренней непрерывной магматическими оболочками (Лойтер, Юшманов, 1981; Лойтер, 1984). Благодаря контрастным петрофизическим свойствам магматических пород, участвующих в строении внешних оболочек и ядра, форма КМК по геофизическим данным представляется в виде асимметричного воронкообразного тела с крутыми северовосточным и восточным и более пологим юго-западным контактами.

Магматиты внешней оболочки образуют единую серию от слюдистых верлитов, оливи-новых, оливинсодержащих и безоливиновых клинопироксенитов (от 3-5 до 15% слюды) до миссуритов, шонкинитов и фергуситов. Породы характеризуются ярко выраженной полосчатостью, вызванной ориентированным расположением слюды (преимущественно флогопита) и клиногшроксена, а также чередованием полос, обогащенных оливином и лейцитом (псевдолейцитом); полосчатость ориентирована при этом в сторону ядра под углом от 40 до 55°. В слюдистых верлитах и клинопироксенитах, а также среди миссуритов наблюдаются ксенолиты оливинитов в виде линз и гнездообразных обособлений размером от первых сантиметров до 0,5 м. В зоне эндо- и экзоконтактов оливинитовых тел наряду с оливином (89-92 ат.% Ро-компонента) встречаются гломеробласты хромдиопсида, которые нередко образуют шлировидные скопления. Контакты миссуритов со слюдистыми верлитами и клинопироксенитами постепенные, через серию промежуточных по составу пород, в которых присутствует лейцит в количестве от 3-5 до 30-35 мас.%. В экзоконтактовых зонах миссуритов с карбонатными отложениями нижнего кембрия образуются скарны с гроссуляр-андрадитовым гранатом, диопсидом и пластинками тетраферрифлогопита.

В ряду слюдистый верлит (в мас.%: до 30-35 В!, 30-35 СРх, 30-40 01 ± нормативный лей-(ит) - слюдистый клинопироксенит (20-25 В1, 25-30 01, 35-40 СРх ± КПШ и 1х) - миссурит 3-8 В1, 25-30 СРх, до 35 Ье, 25-30 01 и до 5 КПШ) - шонкинит (5-15 В1, 20-30 СРх, 10-20 01, 0-20 Ье, 20-40 КПШ) - фергусит (5-8 В1, 15-20 СРх, 5-10 01, 10-15 КПШ, 40-55 псевдолейци-а) наблюдается последовательное снижение магнезиальности и соответственно увеличение ремнезсма, щелочности (резкое преобладание КгО над ИагО) и глиноземистости, при этом ля всех магматитов этой серии характерен дефицит кремнезема и г линозема. В направле-[ци о г слюдистого верлита и клинопироксенига последовательно меняется химический со-тав прежде всего таких темноцветных минералов, как оливин и клинопироксен; содержа-1ие Ро-компонента в оливине (в ат.%) варьирует от 88 (слюдистый верлит) до 80 (миссурит) I 62 (фергусит); фазовый состав клинопироксенов также меняется: 0189,5-90,5 1сЬ,8 Egг,2-4,s 1с111-13 Са-АЬ Са-'П-А1о (слюдистые верлиты и слюдистые клинопироксениты), ОЬз,7 Ми ^й.з Са-АЬ Са-ТЬАЬ (миссуриты), 01бз,а Еен,:. Н<1п,з Са-А1о Са-Т1-АЬ (шонкиниты), селезистость в этом ряду соответственно меняется от 7,3 и 10,6 до 27,2 ат.%, кальциевость т 0,501 до 0,542, т.е. последовательно увеличивается роль Eg- и Ш-компонентов и соот-етственно уменьшается роль Онкомпонента, в то же время отмечается резкий дефицит к.1гОз (подобные клинопироксены относятся к Eg-Hd-Di- и Ш-Оьизоморфным рядам и не оотвегствуют авгиту, как это считалось ранее (Миронюк, 1960; Вавилов и др., 1986).

Появление в фергуситах приконтактовой зоны псевдолейцита с явными признаками вердофазового распада является следствием высокотемпературного разогрева со стороны (елочных сиенитов. Последние характеризуются трахитоидным обликом (падение трахи-оидности к ядру под углом 50-55°) и переменным содержанием слюды (флогопита) и кли-опироксена (ЁЬг.о Её1,7 Ш9,4 Са-АЬ Са-Т'|-АЬ; Р 23,7 ат.%); фазовый состав полевого шата: Апо-о,1 АЬо.м.о Ог9в,9-99,9.

Следующая внутренняя оболочка представлена мелано-, мезо- и лейкократовыми ще-очноземельными сиенитами с ярко выраженной трахитоидностыо с падением к ядру под глом 40-50°. Темноцветные минералы представлены амфиболом (арфведсонитом) и биоти-ом, полевые шпаты плагиоклазом (фазовый состав: Ап28,| АЬ69,9 Оп.о.и КПШ (фазовый со-гав: Ап1,7 АЬ15д Огвз.г-

Граносиениты следующей оболочки имеют интрузивные контакты с магматитами пре-ыдущей фазы; в них отмечаются ксенолиты лейкократовых щелочноземельных сиенитов, 'рахитоидность выражена менее четко (падение к ядерной части под углом 50-65°). Темно-ветные минералы представлены биотитом и роговой обманкой, полевые шпаты плагиок-азом (фазовый состав: Аш,н,в АЬз4,6-96,о Ого.9-1.2) и КПШ-анортоклазом (фазовый состав: 1по.м,2 АЬб,0-9,5 ОГ90.з-9з.9).

Граниты ядерной части имеют интрузивные контакты с граносиенитами, а в эндокон-актовой зоне в них наблюдаются ксенолиты граиосиенитов. Состав гранитов варьирует от убгпелочного (периферия ядра) до ультракислого (аляскитового); темноцветные минералы

них представлены биотитом и роговой обманкой, полевые шпаты - плагиоклазом разовый состав: Апн,5 АЬвго Огз.5) и анортоклазом (фазовый состав: Ат,о АЬзо.г Огбя.а)-

Магматиты билибинского комплекса в целом можно представить в качестве производ-ых двух магм - лейцитобазальтовой, имеющей мантийную природу, и гранитной (коровая рирода). Все многообразие петрографических разновидностей обусловлено несколькими ричинами, главными из которых являются процессы взаимодействия полярных по химиз-урасплавов.

В строении КМК ыллымахского и карабуранского (Алданский щит), якшинского Геверный Байкал) и тастысайского (Мугоджары) типов участвуют серии магматических ород, являющихся продуктами кристаллизации магматического расплава. Роль твердо-азных реститов обычно минимальная или чаще сводится к куда. Комплексы имеют гете-огенное строение. Взаимоотношения между главными их составляющими фазовые. Кон-зкты с породами рамы интрузивные, с широкими ореолами ороговикованных пород.

Шонкшиип-псевдолейцитовых сиеиитое-грсиюсиеншповый (ыляынахский) топ представши одноименным комплексом с характерным грубовыраженным концентрически-энальным строением, которое является следствием последовательных внедрений уже диф-

ференцированных порций расплавов (Билибик, ¡947, 1959). Кроме интрузивных пород существенная роль принадлежит вулканитам-псевдояейцитовым фонолитам, щелочным трахитам и их туфам, часто с ксенолитами и нодулями гипербазитов. Среди интрузивных пород самыми ранними являются шонкиниты и мадиньиты, а также связанные с ними постепенными переходами меланократовые сиениты и монцониты; в малиньитах также встречаются ксенолиты и нодули верлитов, оливиновых и безоливиновых (± Ьс) клинопироксени-тов, обычно с флогопитовой реакционной каймой по их периферии (Костюк и др., 1990) Оливины из верлитов содержат (в ат.%) 74-75, из малиньитов 48-50 Ро-компонента, клино-пироксены - до 5-10 [^-компонента. Более поздняя фаза представлена нефелиновыми и псевдолейцитовыми сиенитами, жилами псевдолейциговых тингуаигов и нефелинсодержа-щих пегматитов, часто с ксенолитами фельдшпатизированных зффузивов и малиньитов. Интрузивные породы завершающих фаз - пуласкиты, сельвсбергиты, граносиениты и эги-риновые граниты. Магматиты ранних фаз в целом характеризуются недосыщенностыс БЮг, высокой щелочностью, преобладанием КгО над ЫагО и СаО над МёО и некоторым дефицитом АЬОз.

Мощоишп-мангершп-граносиенипюеые мезозойские КМК карабураиского типа сконцентрированы преимущественно в полосе субширотных мезозойских грабенов (Алдански* щит), т.е. имеют ярко выраженную взаимосвязь со структурами растяжения. Интрузивные породы ранней фазы, участвующие в строении внешней оболочки концентрически-зональных массивов (одноименный, Джелтулакский и др.), представлены габбро-диоритами. габбро-норитами с щелочным уклоном и монцонитами, средней фазы - манте-ригами (внутренняя оболочка), завершающей фазы - гралосиенитами (ядро). Падение тра хитоидности и полосчатости к центру массивов под углом от 60-65 до 75°. В зкзоконтакто-вой зоне отмечается интенсивное ороговнхование осадочных пород и метаморфитов рамы Контакты между фазовыми разновидностями обычно нерезкие, часто с появлением гибридных разновидностей.

Содержание Ро-компонента в оливинах в направлении от внешней оболочки к внутренней постепенно снижается (в ат.%) от 72 до 62, содержание Ап-компонента в плагиоклазе ■ от 72 до 34; в этом направлении увеличивается железистость темноцветных минералов', со держание Ре-компонента в ОРх - от 34-38 до 55 (рад гиперстена - железистого гиперстена) содержание Ш-компонента в СРх от 30-34 до 40 (геденбергит-диопсидовый ряд).

Сынныритовый (икшинский) тип КМК изучен в пределах Северо-Байкальской ряфтово! системы (врезка на рис. 1), протяженность которого свыше 300 км при ширине до 50 км Здесь выявлено более десяти щелочных КМК карбонового возрвета (Жидков, 1960; Орлов; и др., 1993), составной частью которых являются сьшныриты. Последние также встречены £ составе внутренних оболочек мурунского комплекса. Сынныригы представляют собой са лические породы, внешне сходные с нефелиновыми сиенитами; текстура их массивная ил1 гнейсовидно-полосчатая, со скоплениями мелкочешуйчатою биотита, микроструктура со четает в себе элементы гипидиоморфного, микрографического или дактилосконическогс взаимоотношения кальсилита и нефелина с КПШ. Они отличаются прежде всего высокиь содержанием (в мас.%) глинозема (до 23,5) и КгО (до 18-20); содержания СаО (до 1,3), М£С (до 1,0) и ЫадО (0,5-1,8) крайне умеренные и даже низкие.

КМК этого типа также имеют концентрически-зональное строение, при этом оболочю нередко дискретные. Размеры отдельных комплексов достигают 350-400 км2. Падение гней совидной полосчатости и трахитоидности от ядерной части к периферии массивов, угль падения средние и крутые. Внутри массивов характерно пологое залегание трахитоидности связанное с обтеканием провесов кровли и свидетельствующее о малой глубине эрозионно го среза (Жидков, 1965; Жидков, Смыслов, 1982; Костюк и др., 1990). Контакты с породам! рамы интрузивные (зоны фельдшпагизации, ослюдения и скарнирования).

В составе комплексов кроме сынныритов принимают участие трахитоидные щелочно полевошпатовые, гнейсовидные нефелиновые и псевдолейцитсвыс сиениты. Контакты ме жду ними постепенные, свидетельствующие об эволюции щелочных комплексов как едино го целого в процессе последовательного расслоения высокощелочного (существенно калие вого) расплава на заключительной стадии эволюции последнего (Жидков, Смыслов, 1982) Сынныриты образуют одиночные и сгруппированные в виде цепочек прослои, линзы » мелкие блоки среди нефелиновых сиенитов протяженностью до 2 км

'ис. 1. Тектоническая схема Алданского щита и сопредельных структур с размещением яавных типов концентрических магматических комплексов. По материалам В.П.Костюка, [.И.Паниной и др. (1990) с добавлениями В.М.Бирюкова.

-3 - схемп-врезка: 1 - Холоднинский трог, 2 - Байкало-Витимское сводовое поднятие, 3 -окалькые гравитационные минимумы; 4-12 - Алданский щит и сопредельные структуры-. 4 -езозойские осадочные отложения (грабены, рифтовые зоны), 5 - платформенный чехол, б -ллахюньский сишшшорий, 7 - Южно-Верхоянская складчатая система, 8 - Джугджуро-:тановая складчатая система, 9 - восточная часть Алданского щита (Батомгский и другие токи), 10 - западная часть Алданского щита (Чарский и Олекминский блоки), 11 - Ал-амский (Алдано-Становой) щит, 12 - глубинные разломы, ограничивающие блоки лданского (Алдано-Станового) щита (а) и внутркблоковые глубинные разломы (б); 13-17 -энцентрическне магматические комплексы: 13 - щеяочно-ультраосновшле с дунитовым 1ром, 14 - щелочно-ультраосповные с карбонатитами, 15 - щгяочно-ультраосновные-щ.тращелочные с гранитным ядром, 16 - габбро-монцонитовые и монцонит-маигеритовые, 7 - щелочных габброидов - 1раносиенитов; 18 - поля проявления кимберлитового (а) и шпроитового (б) магматизма. Цифры - названия массивов (комплексов); на карте-врезке: 1 -оуджекотский, 2 - Акитский, 3 - Кудушхитский, 4 - Бурпалинский, 5 - Сьижырский, 6 -кшинг-кий, 7 - Монюканскнй, 8 - Хоробский, 9 - Гилиндринский, 10 - Брызгунский; на -.пивной схеме: 1 - Инаглинский, 2 - Кондёрский, 3 - Сыбахский, 4 - Чадский, 5 - Арбара--ахский, 6 - Ингилийский. 7 - Ханинский, 8 - Горноозерский, 9 - Поворотный, 10 - Гек, 11 -оин, 12 - Карабуранский, 13 - Видибинский, 14 - Чайдахский, 15 - Ыллымахский, 16 -[урунский, 17 - проявление лампроитов Молбо, 18 - проявление лампроитсв Кайла.

Габбро-тоиалшп-аляскитовый (пшстысайский) тип КМК изучен в пределах Восточно-Мугоджарского поднятия (Казахский Урал). Комплексы этого типа приурочены к периферийным частям срединных массивов, в пограничной зоне со смежными эвгеосинклиналь-ными блоками. Для них также характерно четко выраженное концентрически-зональное строение. Ядерная часть и внутренние оболочки сложены габбро, габбро-диоритами, диоритами, внешние - диоритами, кварцевыми диоритами, тоналитами и гранодиоритами (Э-0|). Падение полосчатости преимущественно от центра к периферии под углом 60-75° , реже центроклинальное. Весьма характерным структурным элементом этого типа КМК является наличие кольцевых конических разломов, залеченных дайками кислых и ультракислых гранитов (Ог-С|); мощность даек варьирует от 0,5-1,5 до 40 м, падение их центроклинальное под углом от 20-35" в ядерной и до 75° в периферийной частях массивов. С жильной фацией кислых и ультракислых гранитоидов связываются высокие концентрации Мо и W.

3. Несмотря на существенные геологические различия в процессе формирования платино-носных комплексов дунит-клинопироксенит-габбрового пита и щелочно-улыпраосновных коп-дерского и ипаглинского питав с ду/штовъши ядрами, на уровнях зарождения зон плавления задействован один и тот же механизм реакций твердофазных дунипюв с базальтовым (толеитовим) и лейцшнобазалътовым (для ипаглинского пиша) расплавом, в результате чего сформировались внутренняя и внешняя оболочки с ярко вырамсешшй концентрической зональностью.

Сравнительный анализ складчатых и платформенных платиноносных комплексов показывает много общего в их строении и вещественном составе слагающих их магматических пород. Имеющиеся между ними геолого-морфологические различия вызваны, в первую очередь, разными геодинамическими обстановками, в которых происходило их формирование: для первых - островодужные системы преимущественно с океанической корой (комплексы Платиноносного пояса Урала) или области активных континентальных окраин (комплексы Юго-Восточной Аляски), для вторых - активизированные периферические части древних щитов.

Оба типа платиноносных комплексов характеризуются прежде всего наличием твердофазных дунитовых блоков (ядер) и верлит-клинопироксенит-габброидного обрамления с ярко выраженным концентрически-зональным строением с последовательной сменой вещественного состава внутренних и дискретных внешних оболочек. Для складчатых платиноносных комплексов Урала установлена следующая последовательная смена пород в направлении от дунитов к породам рамы: дуниты - метадуниты - верлиты - оливиновые кли-нопироксениты-клинопирокссниты-плагиоклазовые клинопироксениты-тылаиты-

меланократовые габброиды-лейкократовые габброиды-анортозиты (анортититы), при этом габброиды характеризуются переменным содержанием сравнительно магнезиального оливина (ряд хризолита-форстерита) и плагиоклаза от Апм-?« до Ап9«г (Ефимов, 1966, 1984; Ефимов, Ефимова, 1967; Ефимов, Таврин, 1978). От дунитов к породам рамы наблюдается последовательное увеличение железистости оливина и клинопироксена и увеличение СаО и АЬОз. Для щелочно-ультраосновных КМК кондерского типа характерна следующая последовательная смена пород (от дунитов в сторону пород рамы): дуниты-олившшты-верлиты-оливиновые клинопироксениты-клинопироксениты-плагиоклазовые клинопироксениты-габброиды с щелочным уклоном; для щелочно-ультраосновных КМК инаглинского типа: дуниты-оливиниты-верлиты (часто с лейцитом) - оливиновые клинопироксениты (с лейцитом) - клинопироксениты (с лейцитом) - шонкиниты и миссуриты - пуласкиты. В кондер-ском и инаглинском типах КМК в направлении от дунитов к породам рамы также происходит последовательное увеличение железистости оливина и клинопироксена; в инаглинском типе КМК плагиоклаз практически полностью вытесняется лейцитом или псевдолей-цигом, поэтому здесь габброиды отсутствуют полностью. В кондерском типе КМК полностью отсутствуют тылаиты, троктолиты и анортозиты (анортититы), характерные для внешних оболочек уральских платиноносных комплексов.

Важным моментом при определении механизма возникновения концентрически-зональных структур в том и другом типах платиноносных комплексов является установление природы дунита, т.е. является ли он продуктом кристаллизации особого ультраосновного расплава или внедрения в твердопластичном состоянии в виде блоков-диапиров. В

1ервом случае возникновение концентрически-зональных структур можно объяснить про-ессами дифференциации исходного расплава с возникновением расслоенных серий магма-лтов по типу классических плутонов - Скергаардского, Бушвельдского, Стиллуотерского и р. Во втором случае последовательные псевдорасслоенные серии являются следствием роявления широкомасштабных метасоматических процессов.

Относительно дунитов альпинотипных офиолитовых и платиноносных комплексов Ура-1 большинство исследователей вслед за А.А.Ефимовым (1966, 1984) придерживаются мне-ия об их твердопластичном состоянии во время внедрения (Штейнберг и др., 1985; Бога-ikob и др., 1988 и др.). В отношении природы дунитов щелочно-ультраосновных КМК даествует два полярных мнения с различной степенью аргументированности.

По представлениям Г.В.Андреева (1987) Кондсрский массив в целом сформировался в :зультате кристаллизации в малоглубинных (1-2 км) условиях дунитового расплава, что аловероятно в связи с полным отсутствием жильной фации и апофиз дунитов во вмещаю-,их породах. По мнению М.П.Орловой (Орлова и др., 1981; Орлова, 1991), щелочно-1Ьтраосновные комплексы с дунитовым ядром сформировались в процессе внедрения и эисталлизационной дифференциации улыраосновной магмы повышенной щелочности, езис М.П.Орловой о магматической природе ультраосновных пород Кондерского масси-1 разделяется также В.С.Приходько с соавторами (Приходько, Пономарев, 1990; Гурович др., 1994) и геологами ДВГИ (Октябрьский и др., 1990, 1992; Ленников и др., 1994); по эедставлениям последних полностью отрицается идентичность природы первичного веще-Täa гипербазитов Кондерского массива и пород платиноносных комплексов Урала, при :ом в качестве главного аргумента приводятся аномально высокие содержания СаО в оли-шах кондерских дунитов и меймечитах Маймеча-Котуйской щелочной провинции (до 0,7 ас.%), свидетельствующие о быстрой кристаллизации этих пород в малоглубинной обста-?вке, т.е. ни те, ни другие по их мнению не могут быть реститами.

Положение фигуративных точек пород группы щелочно-ультраосновных комплексов на ¡аграммах фазового состояния (Ab—An—Di, Di—An-Fo, Di—Fo—SiO^ и Fo-Аn SiOz) не об-фуживают приуроченности к низкотемпературным районам котектических линий и это, >зможно, свидетельствует о том, что специфика этих составов определяется не только шновесием расплав-кристалл, но и соответствующей метасоматической переработкой бстрата.

К сторонникам твердофазной природы внедрения дунитов КМК кондерского и инаглин-ого типов относятся А.А.Маракушев, В.Г.Лазаренков, Э.А.Ланда, С.М.Ляпунов, А.Марковский, С.Н.Авдонцев, К.Н.Малич, Н.С.Рудашевский, В.А.Абрамов, автор и iyrne исследователи. Для доказательства этой модели приводятся комплексные признаки -ологические, геофизические, текстурно-структурные, минералогические и геохимические, аиболее обстоятельно признаки твердофазного внедрения дунитов на примере Кондер-ого массива рассмотрены в статье В.Г.Лазаренкова и Э.А.Ланды (1992). С использовани-[ данных других исследователей ниже приводится перечень этих признаков: А. Геологические: 1) отсутствие жильной серии дунитов; 2) образование куполообразной руктуры во время внедрения дунитового штока (субгоризонтально залегающие породы :мы венд - раннекембрийского возраста "задраны" на 20-50° в районе кольцевого хребта); находки хромшпинелидов в породах рамы (Шнай, 1980; Шнай, Куранова, 1981), свиде-льствующие о домезозойском возрасте гипербазитовой серии Кондерского и Инаглин-ого массивов; 4) наличие строго выдержанной последовательной смены пород внутрен-й и внешней оболочек, возможной в результате магматического замещения твердофазных нитов как на уровне верхней мантии, так и в коровых условиях (Маракушев, 1987; Мара-шев и др., 1990), при этом в кондерском типе расплав соответствовал базальту, а в инаг-нском - лейцитовому базальту, в платиноносных комплексах Урала - толеиту. Б. Геофизические: 1) по геофизическим данным КМК кондерского и инаглинского типов едставляют усеченный конус, близкий к цилиндрической форме, выклинивающийся на убипе 6-8 (кондерский тип) и 15-18 км (инаглинский тип; Ефимов, Таврил, 1978; Абрамов, 89, 1993); 2) для кондерского типа комплексов характерно наличие многоэтажных по-роек - лалеочагов, в которых происходит разгрузка подалавленных мантийных блоков а разных гипсометрических уровнях верхней мантии и низов коры), для инаглинского ти-подобные постройки не характерны (сквозной характер продвижения блоков в структу-

pax растяжения); отрыв блоков с последующим их дроблением и перемещением до коровых уровней совпал с мезозойской тектоно-магматической активизацией, с которой на Алданском щите связаны проявления субщелочного базальтового и лейцито-базальтового магматизма, характеризующих в совокупности алданский мезозойский комплекс.

В. Структурно-вещественные: 1) наличие метаморфогенных текстур и структур течения (тонкоплитчатая и сферическая отдельности характерны также для платиноносных комплексов Урала); 2) наличие полисинтетических псевдодвойников оливина по (010), возникающих под влиянием "трансляционной" псевдопластичности, при этом двойники сопровождаю гея микроблоковым строением индивидов и признаками механических нарушений, образующихся при твердопластических деформациях; нормали в плоскости (010) фиксируют параллельность структуры дунитов и совпадают с элементами залегания пологих трещин отдельности.

Г. Минералогические: 1) постоянство состава оливина в дунитах, имеющих как равно-мернозернистую, так и порфировидную и пегматоидную структуры, полное отсутствие зональных структур; 2) наличие диффузионных кайм на контакте зерен оливина и хромшпи-нелидов с большей магнезиальностью и хромистостью (Авдонцев, 1988); 3) оливины из дунитов относятся к форстеритам (89-93 ат.% Ро-компонента) и сходны с оливинами из дунитов, гарцбургитов и лерцолитов альпиаотипных офиолитов, а также глубинных ксенолитов ультраосновного состава, в связи с чем тезис об их кристаллизации из ультраосновных расплавов явно не состоятелен.

Д. Геохимические: 1) содержания некогерентных элементов, включая РЗЭ, в породах внутренней и внешней оболочек в отличие от дунитов ядра более высокие (в платиноносных комплексах Урала - аналогичная закономерность); 2) дуниты также резхо обособлены от клинопироксенитов и габброидов по содержанию сидерофильных элементов (содержания Cr, Ni Со в дунитах на порядок выше, чем в клинопироксенитах); 3) такая же закономерность как и для РЗЭ устанавливается для Li, Pb, Cs, Та, Nb и Zr; 4) дуниты кон-дерского и инаглинского типов отличаются более высокими содержаниями Pt, Pd, и Ti (в дунитах Тулинского массива содержание Ti еще выше), чем дуниты альпинотипных офиолитов.

В процессе изучения распределения элементоз платиновой группы к выводу о рестито-вой или флюидно-реститогенной природе дунитов Кондерского и Инаглинского массивов пришли Н.С.Рудашевскнй и К.Н.Малич (Рудашевский, 1983, 1984; Рудашевский, Старых, 1984; Рудашевский, Бадер, 1985; Авдонцев, Малич, 1987, 1989; Малич, Бурков, 1990; Малич, 1990, 1991 и др.).

В совокупности изложенные выше доводы в пользу реститогенной природы дунитов и их внедрения в твердопластичном состоянии являются более убедительными и свидетельствуют об однотшшом характере механизма формирования складчатых и платформенных платиноносных комплексов. Высокие и относительно высокие содержания СаО в оливинах из дунитов кондерского типа КМК, по-видимому, можно объяснить относительно высоким парциальным давлением флюидов, обогащенных СО во время метасоматических преобразований, которые имели место во время подъема разогретого дунитового блока до уровней коры. В пользу этого свидетельствует также тот факт, что оливины из дунитов КМК инаглинского типа не отличаются высокими содержаниями СаО.

4. В процессе формирования линейных и концешпррических комплексов, по-видимому, большая роль принадлежит глубиииым флюидам, которые приводят к мепшсоматическим преобразованиям мантийного субстрата и появлению в нем таких специфических минеральных фаз, как клшюпироксеи, амфибол, флогопит и других , или к прямому плавлению зтого суб-страиш и генерации натриево-магнезиальпых и калисво-магнезиальных расплавов. С первыми парагенепшчески связаны карбонапшпшвые комплексы и кимберлиты, со вторыми - лампрои-ты и поверхиоеншые щелочные метасомапиипы с калиевым рихтерипюм, голубым нефритом и минералами чароипиттювого парагенезиса.

На примере таких минералов-реперов, как оливин, орто- и клинопироксены и шпинель, можно проследить эволюцию глубинных магматических пород, начиная с неизмененной мантии до ее сложно деференцированного состояния. Для этих целей использованы особенности химического (компонентного) состава перечисленных минералов-реперов из пород, характеризующих линейные и концентрические магматические комплексы, а также из

1азит-гипербазитовых ассоциаций океанических сегментов земной коры и разнообразных шов мантийных ксенолитов. Прилагаемая сводная таблица использована в качестве объективной петрогенетической »формации о количественных и качественных изменениях в процессе эволюции мантийно-з вещества. В результате последовательных твердофазных изменений в минералах-реперах эд воздействием глубинных флюидов происходят постепенные количественные изменения увеличением железистости, перераспределением Ре, Са, Мл, А1, а также рассеянных [ементов, сидящих в узлах кристаллической решетки оливина и в меньшей мере ортопи-эксена (№, Сг и др.), в результате которых могут образоваться новые фазы - амфибол, логопит, кпинопироксен геденбергит-диопсидового ряда, гранат с высоким содержанием ¡г и Кпог-компонентов, плагиоклаз анортитового ряда, хромит и магнетит. В результате штсльных твердофазных количественных изменений исходная мантийная матрица, отве-нощая по составу по нашим данным пиролиту (0,6 дунита + 0,4 толеита), все больше и эльше будет иметь сходство с псевдорасслоенными комплексами или метаморфическими шцамн, испытавшими глубокий ультраметаморфизм, с чередованием меланократовьгх, зомежуточных по составу и лейкокраговых пород. В глубокопреобразованной мантийной атрице гарцбургиты могут восприниматься в качестве исходного неизмененного вещества антии, дуниты - в качестве "базификата", анортититы - в качестве "мобилизата", а вебсте-лты, лерцолиты, верлиты и клинопироксениты - в качестве промежуточных членов подоб-эй мантийной метасоматической переработки. В условиях высоких давлений, возможных результате перемещения мантийных блоков на разные уровни верхней мантии, породы [севдорасслоениой" серии будут подвергаться высокобарическому метаморфизму с появ-;нием высокопиропистого (+ кноррингитовый компонент) граната и специфического кли-зпироксена, обогащенного жадеитовьш компонентом. Состав мантийных ксенолитов яв-1ется доказательством того, что высокобарическому метаморфизму подвержен широкий юктр пород, включающий дуниты, оливиниты, перидотиты, пироксениты, троктолиты и зугие разновидности габброидов (Геншафт, Штейнман, 1972; Богатиков и др., 1988; и др.). В зависимости от интенсивности мантийного метасоматоза соотношения между дунита-и, гарцбургитамн, лерцолитами, верлитами и пироксснитами могут быть самыми различ->|ми: если зги процессы проявлены в незначительной степени, то в разрезе [севдорасслоенных" серий будут преобладать гарцбургиты (многие комплексы дунит-[рцбургитового типа), в случае более интенсивных процессов - гарцбургиты будут значи-:лыю уступать дунигам и другим членам "псевдорасслоенных" серий (некоторьт комплек-.1 дунит-гарцбургитового типа Корякин), в случае максимального проявления этих про-;ссов в разрезе совершенно исчезнут гарцбургиты, вебстериты и лерцолиты, т.е. породы, (держащие ортопироксен (платиноносные складчатые и платформенные комплексы). В яультате длительных метасомагических преобразований некоторые составные части [севдорасслоениой" серии подготавливаются к качественно новому физико-химическому »стоянию - переходу в жидкую фазу. По-видимому, этим можно объяснить крайне устой-¡вые составы оливинов и пироксепов из дунит-перидотитовых ассоциаций глубинных :енолитов, альпинотипных офиолитов, платиноносных и других комплексов (см. табли-()ш, другая причина сохранности состава этих минералов - фракционирование и отжатие зразовавшегося расплава, находящегося в равновесном с ними состоянии, Таким образом, знтийное вещество, особенно на верхнемантийном уровне, не является однородным, на :о указывая Ч.Хыоджес (1988): "Каждый исследователь, который оптимистично рассмат-1вает в петрогенетической модели однородную по составу мантию, допуекает опасное зезмерное упрощение".

Таким образом, петрогенетическая роль мантийного метасоматоза заключается в то?л, :о он подготавливает мантийную матрицу к плавлению, т.е. плавится матрица, достигшая з химизму состава пикритовой, пикрито-базальтовой и базальтовой эвтектик и степень сс здплавления находится в прямой зависимости от масштабности проявления мантийного ;тасоматоза.

На петрохимических диаграммах АРМ (рис. 2-5) просматриваются некоторые черты одства и существенные различия прежде всего в эволюции магматических комплексов лисиного и концентрического типа, а также специфика формирования Ыа- и К-серий магма-веских пород. Анализ вариационных кривых выявляет следующие особенности форми-

Компонентный состав главных породообразующих минералов

Таблица

Магматические О! ОРх СРх

породы Ра ро Еп Р! 1Уо ц; и ЕВ Ш Са-Т1 и Са-Т1-А1

]. Линейные комплексы

1. Дунпт-1 арибур! ИТОВЫЙ тип

Дуниты 7,9-9.3 90,5-92.1

Гарцбургиты 8,2-10,7 89,3-91,8 89,2-93,0 6,0-9,7 0,7-1,5 79-87 0,2-1,1 5,5-9,1 7,3-8,0

Лерцотггы 9,5-11,8 88,2-90,5 88,0-87,1 10,5-11,3 0.7-0,9 70,8-72,3 0,9-6,4 8,6-11,3 10,8-18,4

Верлиты 10,6-12,8 87,2-89.4 60,3-76.2 2.2-11,9 12,9-23,8 4,6-5,5

Трокголты 19,9-21,2 78,8-80,1 54,8-65.6 2,8-3,3 23,5-33,6 8,5-9,8

2. Дуннт-кллноинроксеннт-габбровый тип

Душггы 7,6-10,5 89,5-92,4

Верлиты 9,8-12,8 87,2-90,2 79,9-83,4 1,1-1.5 1,5-3,8 5,3-6,5

01-КЛИНО-ШфОКсеЖГТЫ 12,5.19,6 81,4-87,5 79,2-84,7 1.2-1,4 10,6-13,3 3,2-5,8

Троктол!гты 14,8-22,3 77,7-85,2 56,7-67,1 2,9-3,5 21,6.32,8 8,6-9,9

3. Габбро-аиортоэнтовый тип

Душггы 11,4-16,5 83,5-88.6

01-пироксежгты 25,2-25,6 74,4-74,8 66,8 32,8 0,4 44,5 3,9 46,9 3,7

Габбро-нориты 69,0-86,3 13,7-31,0 50,6-56,3 41,2-46,2 1.4-3,2 59,7-64,1 1,2-1,4 44,2-52,6 1,2-2,2

Габбро-ицортоигги 26,0-48,6 51,4-74,0 50,1-57,0 39,5-63,1 2,1-2,7 36,1-44,2 0,8-1,3 38,2-54,6 1,4-24,1

Анортозиты 53,1 44,8 2,1 39,6-63,8 1,0-1,6 29,2-56,1 1.3-9,3

4. Магматические породы из дру! их комплексов Саля сравнения)

Коматшгты 7.6-12,4 87,6-92,4 54,7-65,0 1,2-1,4 19,3-28,4 14,8-17,9

Менмечиты 8,0-12,9 87,1-92.0 61,9-76,8 3,1-4,4 17,0-28,1 2,2-6,2

11икр1гты 6,4-17,9 82,1-93,6 79,9 16,0 4.1 68,1-79,4 2,7-3,9 10,6-19,3 7,7-12,5

Кимберлщгы 7,0-11,8 88,2-93,0 82,0-91,1 8,1-11,2 0,8-3,0 80,7-85,6 2,0-4,1 12,3-28,6 0,4-1,2

Лампро1ггы 7,1-11,6 88,4-92,9 92,0-92,2 6,9-7,1 0,8-1,1 87,8-92,2 0,2-0,7 6,4-15,0 0,1-0,3

II. Концентрические комплексы

1. Кокдерскнй тип

а) Подшп комплексов с дунитовым ядром

ДуНИТЫ 8,5-9,6 90,4-91,5

ОлПВИН 1ГТЫ 10,6-13,8 86,2-89,4 88,8-92,7 1,0-1,9 - 7,2-8,7 0,4-1,4

01-клиио-пироксешгты 19,2-23,5 76,5-80,8 84,3-89,3 0,5-1,5 9,8-13,4 1,2-1,8

Косвегты 21,3-28,7 71,3-78,7 59,4-69,4 1,4-2,4 24,3-28,9 3.8-5,6

6) Подшп комплексов с карбонатитовым ядром

Ктшопнроксешгты 9,8-19,6 80,4-90,2 59,2-82,8 2,1-8,0 0-17,7 19,3-28,5 0,8-2,2

ИЙ0Л1ПЫ 24,6 9,0 64,0 2.2 0-0,3

Мельтейгиты 74,3 3,5 22,3

Сиениты 39,0 8,4 31,0 20,6 0-0,2

Ингишггы 6,6-7,2 92,8-93,4 71,8 5,5 0,4 21,9 0,4

2. Ииагпинский тип

а) Г101ТГИП комплексов с дун|гтовым ядром

Дуниты 5,3-7,9 92,1-94,7

01- клинопироксенты 14,4-16,2 83,8-85,6 74,0 4,7 ■ 18,4 2,4

Миссуриты 17,0-21,1 78,9-83,0 73,0-79,9 3.4-4,9 0-4,2 15,4-16,2 0-1,3

Шонкншгты 12,8-37,6 62,4-87,2 36,4-73,9 2,9-4,7 6,7-47,9 11,2-20,0 0-0,2

6) Пояпш комплексов с грвшггным ядром

Оливишггы 7,6-12,4 87,6-92,4

Слюдяные верл>гты 9,8.15,9 84,1-90,2 76,7-83,9 0,6-0,8 6,7-17,2 6,5-15,1 0,4-0,9

Слюд, клннопироксешпы 14,5-20,8 79,2-85.5 76,8-80,8 0-1,8 5,8-19,1 3,5-9.3 0,3-0,5

МИССУР1ГГЫ 16,5-30,6 69,4-83,5 65,1-76.1 0-1,8 3,8-30,7 7,5.32,7 0.4-1,5

Шонкиниты 18,3-35,4 64,6-81,7 62,3-74,0 1,9-4,9 4,3-35,8 8,0-16,2 0-0,9

Фергуситы 30,6-37,5 62,5-69,4 43,2-59,4 4,8-10,4 10,5-56,5 5,4-11,6 0-1,4

Сыннырнгы 27,6-31,6 0-0,9 53,6-56,1 11,5-17,5 0-0,4

Рис. 3

Рис. г

Рис. 4 Рис. 5

Рие.2.Петрохимические диаграммы лля магматических комплексов линейного типа.

1 - поля фигуративных точек и тренд для магматитов дунит-гарцбургитовой (альпинотипной) формации; 2 - то же для магматитов дунит-пироксенит- . габбровой формации; 3 и 4 - то же для магматитов габбро-анортозитовой формации: 3 - для каларского и 4 - для баладекского комплексов. Рис.3.Петрохимическяе диаграммы для магматических комплексов кондерского юдтипа.

I - поля фигуративных точек и тренд для магматитов всего подтипа в целом; 2

- то же для субщелочной Ма-серии (магматиты внешней оболочки).

Риа.4.Летрохимические диаграммы для магматических комплексов инаглинского

-юдтипа.

I - для магматитов инаглинского комплекса в целом {а) и для магматитов энешней оболочки (б) ; 2 - для билибинского комплекса в целом {а) и для магматитов внутренней и внешней оболочек (б); 3 - для магматитов мурунского сомплекса в целом (з| и для магматитов внутренней и внешней оболочек (б). ?ис.5.Петрохимические диаграммы для лампроитов и кимберлитов. I - тренд и поле фигуративных точек для кимберлитов в целом; 2 - тренд и юле фигуративных точек для лампроитов в целом; 3 - поле фигуративных точек тнгилитов; 4 - поле фигуративных точек кимберлитов Восточной Сибири и Южной Африки; 5 - поле фигуративных точек лампроитов Сетте-Дабана; б - поле фигуративных точек лампроитов р. Молбо.

рования линейных и концентрических комплексов. Все вариационные кривые на этих диаграммах имеют общую точку отсчета, иными словами - один и тот же стартовый путь. Это неизмененная (однородная) мантийная матрица, которая в дальнейшем эволюционирует очень своеобразно в зависимости от геодинамической обстановки и физико-химических условий ее преобразования. Вариационная кривая для пород альпинотипных офиолитовых комплексов отличается от других очень плавными переходами в сторону Р (до 35% Р-компонента) и А ( до 95-96% щелочей). Подобный характер кривой обусловлен своеобразной длительной эволюцией мантийной матрицы с очень ограниченными масштабами ее подплавлсния, которые имели место преимущественно в восстановительных условиях. Этим, в частности, можно объяснить относительно высокую магнезиальность всей совокупности пород, постепенное повышение их железистости, особенно на отрезке перидоти-ты-пироксениты-габброиды, и существенно Ка-специфику средних и крайних членов в этих комплексах. Вариационная кривая для пород комплексов дунит-клинопироксенит-габбрового типа отличается от предыдущего более высоким железистым трендом и заметно отклонена в сторону Р (до 42% Р-компонента). Подобное отклонение можно объяснить большей степенью подплавления и преобразования ОРх и СРх на эволюционном отрезке перидотиты - пироксениты - габбро. Средние и конечные члены этой выборки также характеризуются существенно Ка-трендом. В результате длительных и последовательных преобразований ОРх и СРх создается обстановка для перехода их в жидкофазное состояние, Этим, в частности, объясняется феномен практически полного отсутствия ортопироксенов в платиноносных складчатых и платформенных комплексах.

Для магматитов щелочно-ультраосновных КМК кондерского типа четко обособляются вариационные кривые для комплексов с дунитовым ядром и для комплексов с карбонати-тами. Примечательно, чго вариационная кривая для комплексов с дунитовым ядром является своего рода "копией" рассмотренной кривой для комплексов дунит-клинопироксенит-габбрового типа. Вторая вариационная кривая соответствует тренду эволюции щелочной серии пород с очень постепенным снижением магнезиальности и последовательным увеличением щелочности (существенно Ыа серия магматитов), при этом породы характеризуются крайне низкой железистостью. Формирование подобных серий возможно в условиях ограниченной степени подплавления менее тугоплавкой мантийной матрицы и последующей кристаллизации расплава с фракционированием в первую очередь известкозисто-глиноземие.шх фаз - плагиоклаза и клинопироксена с высоким содержанием Са-А1- и Са-Т1-А1-миналов. Из остаточного расплава, обогащенного салическими компонентами - НагО и ЭЮз, и обедненных СаО и АЬОз кристаллизуются эгирин-диопсидовый и существенно эгириновый клинопирокссн, нефелин и альбит, в условиях водного давления - Ыа-амфибол (арфведсонит). Несовместимость рассеянных элементов (ЯЬ, Сэ, йг, Ва, "П, Ъх, Р, Та, КЬ и РЗЭ) с узлами кристаллических решеток твердых фаз (Р1 и СРх), находящихся в равновесии с расплавленной фазой, является причиной их концентрации в продуктах кристаллизации этого расплава, нкшочая различные типы карбонатитов с промышленными концентрациями Та и ЫЬ.

Вариационные кривые для магматитов щелочно-ультраосновных КМК инаглинского типа совершенно отличны от предыдущих. На примере магматитов трех комплексов -инаглинского, билибинского и мурунского, совершенно отчетливо прослеживается магне-зиально-щелочной (существенно калиевый) тренд с минимальной железистостью, характерный для оливиновых и лейцитовых лампроитов Зап. Австралии. При этом полное соответствие с лампроитовым трендом характерно для магматитов внутренней и внешней оболочек всех трех комплексов. Такое совпадение можно объяснить сходными условиями формирования тех и других существенно калиевых серий магматических пород; относительно низкая степень подплавления тугоплавкой мантийной матрицы с последующей фракционной кристаллизацией калиево-магнезиального расплава с удалением твердофазного глиноземистого клинопироксена будут способствовать появлению остаточного расплава, отвечающего лейцитовому базальту.

При анализе вариационных кривых для отечественных и западно-австралийских лампроитов, кимберлитов и кнмберлитоподобных пород выявляется следующая закономерность, имеющая важное значение для петрогенезиса ультраосновных и щелочно-ультраосновных .пород: 1) вариационная кривая для кимберлитов имеет "крутой" подъем в

>рону Fe, при этом поле фигуративных точек алмазоносных кимберлитов располагается начальном (существенно магнезиальном) отрезке этой кривой, а поле фигуративных то; кимберлитоподобных пород - на ее продолжении (отрезок от верлитов и пироксеннтов меланокраговых габбро), который характеризуется довольно резким ростом железисто-[ пород и последовательным ростом их щелочности (преимущественно Na-адаализация); 2) ведущую роль при формировании лампроитовой (K-Mg - ной) серии иг-ш низкая (малообъемная) степень нодплавления высокомагнезиалыюго мантийного peerá с выпадением из расплава клинопироксена, последующим фракционированием и кри-ллизацией щелочнобазальтового остатка в восстановительных условиях; при формиро-ши кимберлитов и кимберлитоподобных пород, наоборот, определяющую роль играли зцессы более масштабного подплавления менее тугоплавкой матрицы в условиях более соких пульсирующих значений Рн2о, Рсо2» т.д.; кристаллизация такого расплава, крайне ;ыщенного НгО и другими летучими компонентами осуществлялась то в восстановимых, то окислительных условиях с частичным или полным растворением предыдущих рдых фаз и выпадением новых, часто с зонами роста и растворения; в целом расплав от-гается своего рода "агрессивностью" и практически полным отсутствием равновесия с нералами ранних фаз и ксенолитами глубинных пород, а также минералами, имеющими ногекную природу; 3) генерация расплава, из которого кристаллизовались пикриты и •илиты, осуществлялась, по-видимому, на более высоких гипсометрических уровнях ixüeñ мантии в результате более масштабного подплавления ранее фракционированных •рдых фаз с относительно высокой жслезистостыо оливинов, орто- и клинопироксенов i в результате кристаллизации остаточного расплава после фракционирования относи-:ыю магнезиального оливина; 4) определенная зональность в распределении магнезиаль-х (алмазоносных) и железисто-магнезиальных (ингилиты) кимберлитов и кимберлитопо-зных пород, групповое расположение тех и друтих в ассоциации с телами карбонатитов ¡агматическими породами Na серии свидетельствует о парагенетическом единстве этого ¡бщества маг матических пород и возможности их формирования на разных гипсометри-ких уровнях верхней мантии; 5) в геохимическом отношении магматические породы это-сообщества отличаются максимальной концентрацией некогерентных элементов. Примером сообщества магматических пород кондерского типа являются такие щелоч-е провинции, как Кольский полуостров и Сев. Карелия (Балтийский щит), Восточно-риканекзя рифтовая система, Маймеча-Котуйский регион и Трансваальский краток жная Африка), инаглннского типа - Северо-Байкальская, Восточно-Африканская и Вос-шо-Кордильерская рифтовые системы, Капская провинция (Южная Африка) и трог :црой (Западная Австралия). Отсутствие кимберлитов в пределах Балтийского щита и мется аномальным явлением и, по-видимому, может быть расценено как исключение из 1вил или недостаточной изученноегъю региона.

Специфику формирования метасоматической зональности в приповерхностных условиях жно показать на примере мурунского комплекса, для которого в целом характерна К и 1мещенная K-Na специализация. Средневзвешенный химический состав магматических :>од соответствует лейцитовому базальту; отношение К / (К + Na) составляет 0,7-0,9, т.е. алансе щелочей, за исключением нефелиновых сиенитов, более 2/3 приходится на долю О. Некоторые разновидности магматических пород слюдисто-оливин-шопироксекового, оливин-клинопирокссн-псевдолейцитового и рихтерит-санидинового :тава причисляются к лампроитовому семейству. Л.И.Панина и Н.В.Владыкин (1994) )ждествляют их с испанскими лампроитами и подчеркивают существенное их отличие от лпроитов Западной Австралии.

Исключительно высоким химическим потенциалом КгО и Na2Ü объясняется обогащение лочами не только породообразующих, но и акцессорных минералов - делиита, токкоита, 1еита, даванита, эканита и др. Втор г я особенность - относительно высокий химический генциал ВаО и SrO на всех стадиях эволюции комплекса. В качестве изоморфной приме-эти компоненты содержатся в ортоклазе, фельдшпатоидах, карбонатах, в большинстве нералов чароититового парагенезиса, включая редчайшие - батистит, бербанкит и др., ке они образуют самостоятельные минеральные фазы - таусонит (в кальсилит-

эгириновых метасоматитах), бенстонит, кальциостронцианит и стронцианит. Третья особенность - относительно высокий потенциал ТЮ2, который является одним из определяющих компонентов в составе тинаксита, даванита; батистита, таусонита, встречающихся в чароититовом парагенезисе; некоторый дефицит СаО и АЬОз в процессе формирования щелочных метасоматитов восполняется за счет глиноземистых и карбонатных пород рамы.

Процессы скарнирования и фенитизации предшествуют формированию околорудных и рудных зональных метасоматитов, включающих чароититовые, рихтерит-асбестовые и нефритовые парагенезисы. Полная метасоматическая колонка включает: внешнюю темно-окрашенную, промежуточную по составу и окраске, светлую (ортоклазовую), сиреневую (чароититовую) и кварцевую (осевую) зоны. Парагенезисы с калиевым рихтеритом и рих-терит-асбсстом характерны для метасоматитов второй и третьей зон.

Околорудные метасоматиты отличаются характерным ритмично-полосчатым рисунком. Наличие их может быть использовано в качестве прямого поискового признака чароито-вой минерализации, особенно "светлых" ортоклазовых метасоматитов, которые за очень редкими исключениями, предшествуют следующей чароигитовой зоне. Продуктивная матрица представлена мезо- и меланократовыми фенитами, реже магматитами щелочного комплекса (щелочные минетты, шонкиниты, сиенит-порфиры).

В обобщенном виде идеальная метасоматическая колонка имеет следующий вид:

1. Продуктивная толща (матрица). Инертные компоненты (в сторону увеличения подвижности): БЮг, (К20 + Ыа20), (СаО + ТЮ2), АЬОз, РеО (РеО + МеО); минеральные фазы: О, Ог, СРх, Ат-1, Не(±Сс), Ви

2. Темноокрашенная зона: соответственно БЮ2, (КгО + ИагО), (СаО + ТЮг), АЬОз: Рег03; минеральные фазы: 0, Ог, СРх, Ат-2, Не(±Сс).

3. Промежуточная по окраске зона: БЮг, (КгО + ЫагО), (СаО + ТЮг), АЬОз; 0, Ог, СР Ат-2.

4. Светлая или ортоклазовая зона: 8Ю2, (К20 + Ыа20), (СаО + Тг02); О, Ог, СРх.

5. Сиреневая или чароитовая зона: БЮг, (КгО + Ш20); О, СЬг (±СРх).

6. Кварцевая или осевая зона: БЮг; Q.

Как правило, вг и Ва сохраняют свою инертность до завершающих стадий метасомати-ческого и гидротермально-метасоматического процессов, не образуя при этом самостоятельных минеральных фаз. Появление "солнц" эгирина, калиевого рихтерит-асбеста, тинаксита, шестоватых кристаллов мизерита, канасита, редчайших циркониевых и титанистых минералов среди чароититового парагенезиса и кварца осевой зоны обусловлено наложением более поздних гидротермально-метасоматических и гидротермальных процессов, перераспределением вещества внутри конкретных зон, а также подпитыванием из флюидов. В исключительных случаях в околорудных метасоматитах второй и третьей зон амфибол может быть представлен редчайшей разновидностью калиевого рихтерита и рихтерит-асбеста; окрашенного в экзотический нежно-голубой и бирюзовый цвет (голубой нефрит).

Заключение

Вопросы петрогенезиса магматических пород и эволюции мантийного вещества рассмотрены на примере ультраосновных, основных-ультраосновных и щелочно-ультраосновных комплексов соответственно орогенных и платформенных областей. Чрезвычайно важная роль в их петрогенезисе кроме структурного (динамического) фактора отводится процессам мантийного метасоматоза, масштабность проявления которых в совокупности с термальным воздействием определяют степень подплавления мантийной матрицы. Роль мантийного метасоматоза заключается в том, что он подготавливает мантийнук матрицу к плавлению, т.е. плавится матрица, достигшая по химизму состава пикритовой пикрито-базальтовой и базальтовой эвтектик. Следствием мантийного метасоматоза и частичного плавления являетея появление полосчатого и метаморфического комплексов офио-литовой триады с характерной "псевдостратифицированной расслоенностыо", в которых роль крайнего рестита (базификата) играют дуниты, а мобилизата - троктолиты, лейкокра-товые оливиновые габбро и анортозиты (анортититы). В комплексах дунит-гарцбургитового типа эти процессы проявлены менее интенсивно (гарцбургиты преобладают над дунитами), в платиноносных складчатых комплексах - более интенсивно, максимально - в платформенных платиноносных комплексах (в тех и других отсутствуют перидо-

иты, содержащие ОРх).

Синтез петрохимических, геохимических и изотопных данных показывает, что образо-ание расплавов с Na трендом (с кимберлитами), осуществляется поэтапно с формировани-VI промежуточных очагов (преимущественно для комплексов кондерской типа) на разных эовнях верхней мантии при умеренных и средних степенях подплавления мантийной матицы. Более высокотемпературные расплавы, обогащенные К20 и MgO (преимущественно свозные комплексы ипаглинского типа с лампроитами) генерируются в магматических змерах на коровом уровне: в условиях растяжения (рифтов ые структуры) изливаются лей-итовые базальты, часто с обилием глубинных ксенолитов, а в прибортовых частях рифтов ормируются концентрические комплексы с дунитовым (инаглинский комплекс) и гранит-ым (мурунский и билибинский комплексы) ядрами.

Эмпирическое правило Клиффорда - чем древнее кратон, тем большая вероятность на-эждения алмазоносных кимберлитов, объясняется прямой корреляционной зависимостью ежду глубинами генерации и кристаллизации кимберлитового расплава, с одной стороны, его магнезиальностыо и калиевостыо - с другой, другими словами: чем дальше кимберли-звое тело от края кратона, тем более глубинный уровень генерации расплава и, соответст-shho, длиннее его эволюционный путь, тем большая вероятность захвата алмазоносного антийного рестита, содержащего включения эклогитов и эклогитоподобных пород.

Список основных опубликованных работ по теме диссертации Карты:

Карта метаморфических формаций lot а Дальнего Востока. Масштаб 1:1 500 ООО. На 4-х листах. Хабаровск ВКФ. 1990. Редакторы Ю.А.Косыгин и Л.П.Карсаков. (В соавторстве с Л.П.Кирсановым).

Монографии:

В.М.Бирюков. Высокобарические комплексы подвижных поясов. М.: Наука, 1988. 208 с. В.М.Бирюков. Магматические комплексы линейного и концентрического типов. Владивосток: Дальнаука, 1997. 380 с.

Статьи:

Федоров В.И., Бирюков В.М. Петрологические и геохимические особенности нелинейных гранитных интрузий Мугоджар. Тезисы докл. 111 Уральск, петрогр. совещ. Свердяовск, 1974. 4.1. C.I25-127.

Бирюков В.М. О механизме образования Тастысайской интрузии в Южных Мугоджарах. Материалы совещания по магматизму, метаморфизму и металлогении Казахского Урала. Актюбинск, 1974. С.95-96.

Бирюков В.М. Петрологические и геохимические особенности дискордантных интрузий Южных Мугоджар. В кн.: Вопросы петрологии и геохимии гранитоидов Урала. Тр.УНЦ АН СССР, Свердловск, 1975. С.113-126.

Бирюков В.М. О связи щелочного метасоматоза, греюенизации и березитизации в метаморфических комплексах Южных мугоджар с позднекаледонским магматизмом. В кн.: Геология метаморфических комплексов Урала. Вып. 127, V, изд. УПИ. Свердловск, 1976. С.117-126. Шегай Г.И., Бирюков В.М. Фациально-литологическая общность южномугоджарской и талдык-ской серий в связи с контролем антофиляит-асбестоносных гипербазитов Мугоджар. В кн.: Геология, минералогия и закономерности размещения нерудных полезных ископаемых. Тр. КазИМС, вып. 1. Алма-Ата, 1977. С.43-49.

Болтыров В.Б., Бирюков В.М., Поляков В.Л. Железоносные метасоматиты восточного склона Урала. В кн.: Метасоматнческие железистые кварциты. Тр. УНЦ АН СССР, Свердловск, 1979. С.97-101. ). Федоров В.И., Бирюков В.М. Метасоматиты некоторых гидротермальных месторождений Мугоджар. В кн.: Рудоносные метасоматшы Урала. Тр. УНЦ АН СССР. Свердловск, 1980. С.32-38. I. Бирюков В.М. Метасоматоз и орудененис интрузивных комплексов Восточно-Мугоджарского поднятия. Там же. С.39-51.

I Абдулин A.A., Бирюков В.М., Касымов М.А. Петрохимические типы барофилъных пород Мугоджар // Изв. АН КазССР, 1981. № 6. С.1-12. ). Бирюков В.М. Кислотное выщелачивание и оруденеиие в метаморфических комплексах подвижных по.ясов. В кн.: Критерии отличия метаморфогенных и магматогенных гидротермальных месторождении. Новосибирск: Наука, 1985. С.123-136. I. Бирюков В.М. Главные типы высокобарнческих ассоциаций и их связь с офиолитами. Материалы

регионального совещания по офиояитам Дальнего Востока. Хабаровск, 1986. С.82-84. ). Бирюков В.М. Офиолитовые и высокобарические комплексы зоны БАМ. Там же. С.75-77.

Бирюков В.М., Юшманов В.В. Тектономагматический концентрический комплекс Кара-Буран // Тихоокеан. геол., 1986. № 6. С.85-93.

Biryukov V.M. and Yushmanov V.V. Kara-Buran Tectonic Igneous Concentric Complex // Geol. of Рас. Ocean. 1990. Vol. 5 (6). PP. 1289-1307.

17. Бехтольд А.Ф., Бирюков В.М., Косыгин Ю.А., Семенов Д.Ф. Новые данные по геологии, петрологии и минералогии мезозойской высокобарической ассоциации Сахалина // Докл. АН СССР, 1988. Т.302, №2. С.391-393.

18. Бирюков В.М. Типы золоторудной минерализации в докембрийских полнметаморфических комплексах (на примере Дальнего Востока и Южного Урала). В сб.: Минералогия месторождений Дальнего Востока. Владивосток: Изд-во ДВО АН СССР, 1988. С.58-70.

19. Бирюков В.М. О парагенетнческой связи высокобарического метаморфизма с метасоматозом. В кн.: Магматизм и рудоносность вулканогенных поясов. Материалы Всесоюзн. совещ. 4.2. Хабаровск, 1988. С.71-73.

20. Бирюков В.М. Эклогнтизация и сопутствующий метасоматоз. В сб.: Рудные формации структур зоны перехода континент - океан. Материалы Всесоюзн. совещ. Т.1. Магадан, 1988. С.19-21.

21. Бирюков В.М., Горнов П.Ю., Иванов Г.И., Косыгин Ю.А. Первая находка алмазов в глубинных ксенолитах восточной окраины Сибирской платформы //Докл. АН СССР, 1989. Т.305, М> 5. С. 11901193.

22. Бирюков В.М. Два типа магматических комплексов и модель верхней мантии. В кн.: Тектоника, энергетические и минеральные ресурсы Северо-Западной Пацифихи. Труды международного симпозиума. Хабаровск, 1989. С.14-16.

23. Бирюков В.М. Типы высокобарических ассоциаций. Там же. С.16-17.

24. Бирюков В.М., Даценко В.М. Высокобарический метаморфизм зон глубинных разломов Восточного Саяна. В кн.: Эндогеные процессы в зонах глубинных разломов. Материалы Всесоюзн. совеш. Иркутск, 1989. С.155-156.

25. Бирюков В.М., Потоцкий Ю.П. Высокобарические ассоциации южного обрамления Алданского щита // Докл. АН СССР, 1990. Т.111, № 4. С.928-931.

26. Бирюков В.М., Даценко В.М. Высокобарический комплекс северо-западной части Восточного Саяна II Докл. АН СССР, 1990. Т.311, № 5. С. 1179-1184.

27. Бирюков В.М., Косыгин Ю.А. О находке акцессорных алмазов в друзит-эклогитах некоторых полосчатых комплексов Прибайкалья И Докл. АН СССР, 1990. Т.306, N° 5. С.1204-1208.

28. Бирюков В.М., Граблин В.А., Косыгин Ю.А. Высокобаричсские ассоциации западной части Сутам-ского блока (Алданский щит) //Докл. АН СССР, 1991. Т.317, № 5. С. 1162-1168.

29. Энтин А.Р., Бирюков В.М., Зайцев А.И. и др. О возрасте ультраосновных щелочных пород и кар-бонатитов Горноозерского и Поворотного массивов (Сепе-Дабан, Якутия) II Геол. и геофиз., 1991. № 7. С.57-66.

30. Бирюков В.М. О закономерности в эволюции двух типов магматических комплексов и парагенетнческой взаимосвязи их с мантией. В кн.: Труды межрнародного научного симпозиума "Закономерности строения и динамики планет земной группы". Хабаровск, 1992. С.82-85.

31. Бирюков В.М. О находках алмазов метаморфогенного типа // Изв. АН СССР. С ер .геол., 1992. № 7. С.141-144.

32. Бирюков В.М., Бирюков Е.В., Косыгин Ю.А., Чуйко B.C. Высокобарический метаморфизм в габб-ро-анортозитовых комплексах (на примере Каларского массива) II Докл. АН СССР, 1992. Т.321. № 2. С.362-367.

33. Бирюков В.М., Бердииков Н.В. О метасоматнческой природе чароита II Тихоокеан. геол., 1992. № 1, С.126-148.

Biryukov V.M. and Berdnikov N.V. On the melasomatic origin of Charoite II Geol. of Рас. Ocean, 1993. Vol. 9(l).P.149-!75.

34. Бирюков B.M., Бердииков Н.В. О парагенетический связи чароитовой минерализация с щелочным метасоматозом II Зап. ВМ0, 1992. 4.121, № 6. С.59-76.

35. Бирюков В.М., Косыгин Ю.А., Потоцкий Ю.П. Высокобарические ассоциации Ларбшижого блока (Алданский щит) // Докл. АН, 1993. Т.328, № 3. С.358-363.

36. Бирюков В.М., Косыгин Ю.А. Базит-гипербазитовые комплексы и высокобарические ассоциации восточной окраины Алданского массива II Докл. АН, 1993. Т.ЗЗО, № 3. С.342-348.

37. Бирюков В.М., Бирюков Е.В. Два типа эволюции мантийного вещества (на примере концентрических магматических комплексов восточной окраины Сибирской платформы. В кн.: Проблемы очагового тектогенеза. Владивосток: Дальнаука, 1993. С.23-29.

38. Бирюков В.М. Два типа магматических комплексов и модель верхней мантии. В кн.: Структура и геохинематнка литосферы Востока России. Магадан, 1993. С.116-122.

39. Бирюков В.М. Эволюция мантийного вещества на примере магматических комплексов линейного и концентрического типов н происхождение алмазов. Материалы второго международного междисциплинарного научного симпозиума "Закономерности строения и эволюции геосфер". Хабаровск, 1994. С.103-108.

40. Бирюков В.М. Эволюция мантийного вещества в геоблоках с различной динамической активностью. В кн.: Магматизм и геодинамика. Кн. 2. Материалы 1-го Всероссийского петрографического совещания. Уфа, 1995. С.19-21.

41. Бирюков В.М., Каретников А.С., Косыгин Ю.А. Общие черты эволюции концентрических магматических комплексов кондерского типа (на примере сыбахского) // Докл. РАН, 1995. Т.345, № 1. С.79-83.

!. Бирюков В.М., Бирюков Е.В., Косыгин ЮА. Отличительные черты эволюции концентрических магматических комплексов шшглинского типа //Докл. РАН, 1996. Т.346, № 2. C.2U-2I5.

I. Бирюков В.М., Абрамов В.А. Особенности шелочно-ультраосновных концентрических магматических комплексов кондерского и инаглинското типов (Алданский шит) // Тихоокеанская геология, 1996. Т. 15, № 4. C.5I-66.

I. Бирюков В.М. Габбро-гипербаэнтовые и щелочно-ультраосновиыс комплексы как отражение специфических условий эволюции мантийного вещества и проблема алмазоносности // В кн.: Закономерности строения и эволюции геосфер. Ч.П. Материалы третьего международного междисципли-нарн. симпозиума. Хабаровск - Владивосток, 1996. С.8-10.

i. Бирюков В.М. Щелочные метасоматиты мурунского комплекса (западная часть Алданского щита) Н Метасоматическая зональность полигенных и полихронных месторождений. Информационные материалы Всероссийской конференции "Метасоматизм и рудообразоваиис". Екатеринбург, 1997.

Бирюков В.М., Бирюков Е.В. ВысокобарическиЯ метаморфизм и золотое оруденение (на примере высокобарических комплексов Восточной Сибири и Дальнего Востока) // Золотое оруденение и траншоидный магматизм Северной Пацифнки. Магадан: ДВО РАН, 1997. С. 121-124. Бирюков В.М., Бирюков Е.В. О связи щелочного магматизма с мантийными процессами // Глубинная тектоннка и вопросы сейсмологии, металлогении и нефтегазоносное™ Востока России. Магадан: Изд-во ДВО РАН, 1997. С.21-32.

С.81-83.

%

Подписано к печати 18.12.97. Заказ 290 Тирам 100 Объем 2 п.л. ЦОП СПГУ. 199034, Санкт-Петербург, наб. Макарова,6.

Текст научной работыДиссертация по геологии, доктора геолого-минералогических наук, Бирюков, Владимир Михайлович, Санкт-Петербург

i

7 / ' ^ • * / '*

РОССИЙСКАЯ АКАДЕМИЯ НАУК

ДАЛЬНЕВОСТОЧНОЕ ОТДЕЛЕНИЕ

ИНСТИТУТ ТЕКТОНИКИ И ГЕОФИЗИКИ

На правах рукописи

БИРЮКОВ Владимир Михайлович

ЛИНЕИНЫЕ И КОНЦЕНТРИЧЕСКИЕ МАГМАТИЧЕСКИЕ КОМПЛЕКСЫ: ТИПИЗАЦИЯ, ПЕТРОГЕНЕЗИС И ГЕОДИНАМИКА

(НА ПРИМЕРЕ УРАЛА И ВОСТОКА РОССИИ)

Специальность: 04.00.08 - петрология, вулканология

ДИССЕРТАЦИЯ на соискание ученой степени доктора геолого-минералогических наук

Санкт-Петербург, 1997

ОГЛАВЛЕНИЕ

ВВЕДЕНИЕ ...................................... 5

ЧАСТЬ 1. ГЕОЛОГО-ПЕТРОГРАФИЧЕСКАЯ ХАРАКТЕРИСТИКА ЛИНЕЙНЫХ И КОНЦЕНТРИЧЕСКИХ МАГМАТИЧЕСКИХ КОМПЛЕКСОВ...................... М

1. ЛИНЕЙНЫЕ МАГМАТИЧЕСКИЕ КОМПЛЕКСЫ......... 1д

1.1. Магматические комплексы дунит-гарцбурги-товой формации.................................

1.1.1. Кемпирсайский комплекс ................................ 29

1.1.2. Войкаросыньинский комплекс ............................ 00

1.1.3. Комплексы Корякского нагорья..........................

1.2. Магматические комплексы дунит-пироксенит-габбровой (платиноносной) формации.............

1.2.1. Кытлымский комплекс ...................................

1.2.2. Примеры других комплексов............................. уд

1.3. Магматические комплексы габбро-анортози-товой формации................................. ¿у

1.3.1. Каларский комплекс ....................................

1.3.2. Джугджурский комплекс.................................

1.3.3. Баладекский комплекс.................................. ^'28

1.4. Полезные ископаемые, связанные с комплексами линейного типа..................... 132.

2. КОНЦЕНТРИЧЕСКИЕ МАГМАТИЧЕСКИЕ КОМПЛЕКСЫ.. Го5

2.1. Группа концентрических комплексов с дунитовым ядром................................ /) 36

2.1.1. Кондерский комплекс ...................................

2.1.2. Чадский комплекс ............................................................................453

2.1.3. Феклистовский комплекс................................................................-¡¡Щ

2.1.4. Инаглинский комплекс....................................................................^ 98

2.2. Группа щелочно-ультраосновных комплексов с карбонатитами.................................. 2.19

2.2.1. Арбарастахский комплекс............................... п.']1}

2.2.2. Ингилийский комплекс.................................. 25о

2.2.3. Горноозерский комплекс ................................

2.3. Группа, щело чн о - у ль трао сн овных комплексов с гранитным ядром................................33?

2.3.1. Билибинский комплекс............................... ... ßßp

2.3.2. Мурунский комплекс....................................

2.4. Группа монцонит-мангерит-граносиенитовых комплексов.....................................щ?

2.4.1. Карабуранский комплекс ................................ HjS

2.4.2. Джелтулакский массив..................................

2.5. Группа сынныритовых комплексов.................t/36

2.5.1. Якшинский комплекс ....................................

2.6. Группа габбро-тоналит-аляскитовых комплексов. . .

2.6.1. Тастысайский комплекс ................................. Ц39

2.7. Систематика щелочно-ультраосновных комплексов и модели их образования....................Ч$Ч

2.8. Полезные ископаемые, связанные с концентрическими магматическими комплексами..........47Z

ЧАСТЬ 2. ПЕТРОЛОГИЯ ЛИНЕЙНЫХ И КОНЦЕНТРИЧЕСКИХ МАГМАТИЧЕСКИХ КОМПЛЕКСОВ..........да

3. ГЛАВНЫЕ ТИПОМОРФНЫЕ МИНЕРАЛЫ И ПЕТРОХИМИЯ МАГМАТИЧЕСКИХ ПОРОД...........и?5

3.1. Главные типоморфные минералы...................

3.2. Петрохимия магматических пород.................so б

3.3. Типы высокобарических ассоциаций...............

4. СРАВНИТЕЛЬНЫЙ АНАЛИЗ ЛИНЕЙНЫХ И КОНЦЕНТРИЧЕСКИХ МАГМАТИЧЕСКИХ КОМПЛЕКСОВ И МОДЕЛЬ ВЕРХНЕЙ МАНТИИ...........SSS

5. О СВЯЗИ ЩЕЛОЧНОГО МАГМАТИЗМА С МАНТИЙНЫМИ ПРОЦЕССАМИ....................$4$

ЗАКЛЮЧЕНИЕ ....................................$90

ЛИТЕРАТУРА....................................

ПРИНЯТЫЕ СОКРАЩЕНИЯ

АЬ - альбит Ну - гиперстен

А1ш - альмандин ^ - жадеит

Ат - амфибол Лт - ильменит

Ап - анортит КБ - кальсилит

Ар - апатит Ку - кианит

Bt - биотит Ье - лейцит

С с - карбонат (кальцит) М1 - микроклин

СЬг - чароит Мэ - мусковит

СРх - клинопироксен Mt - магнетит

Сг-Бх - хромдиопсид Ые - нефелин

01 - диопсид 01 - оливин

Ед - эгирин Оп^ - омфацит

Еп - энстатит ОРх - ромбический пироксен

Ер - эпидот Ог - ортоклаз

Еа - фаялит Р1 - плагиоклаз

Ее-Ну - феррогиперстен Руг - пироп

П - флогопит 0 - кварц

Ео - форстерит Ли - рутил

Еэ - ферросилит Ба - сапфирин

61 - глаукофан БГ - сфен

Ог - гранат Бр - шпинель

бГОБ - гроссуляр Бреэ - спессартин

Ее х 100

Г = - - общая железистость;

Ее + Мд

(Ее203 + ЕеО)

Ми = - - мафический индекс;

Ее203 + ЕеО + МдО

(Ыа20 + К20) х 100

ФИ = - - фельзический индекс;

Ма20 + К20 + СаО

МдО х 100

31 = - - индекс Куно.

МдО + ЕеО + Ее203 + Ыа20 + К20

Цифры у символов плагиоклаза означают его основность, у всех остальных минералов - общую железистость

ВВЕДЕНИЕ

Актуальность исследований. Работа посвящена типизации, петрогенезису и геодинамике линейных и концентрических магматических комплексов, развивающихся в геоблоках с полярной динамической активностью, выявлению их геолого-структурных и вещественных особенностей, специфики формирования и дальнейшей эволюции. В строении этих комплексов участвуют ассоциации магматических пород ультраосновного, щелочно-ультраосновного и основного состава, которые в совокупности являются "передним краем" современной петрологии. С линейными магматическими комплексами парагенетически связаны различные высокобарические породы - глаукофановые и эклогит-глаукофановые сланцы, эклогиты, эклогитоподобные и жадеитовые породы, а с магматическими комплексами концентрического типа - жильные и трубчатые тела кимберлитов и лампроитов.

Многие вопросы петрогенезиса магматических пород на современном уровне не могут быть успешно разрешены без основополагающих знаний о строении, вещественном составе и тектонической эволюции глубинных уровней литосферы и, в первую очередь, верхней мантии. Традиционно для определения ее вещественного состава петрологами использовались глубинные ксенолиты, обильно встречающиеся в лавах щелочных базальтов, среди кимберлитов и лампроитов, а также вещество метеоритов. При

ретроспективном анализе и построении глубинных моделей часто

/

практически полностью игнорировался громадный эмпирический материал по естественным ассоциациям магматических пород, включая в первую очередь альпинотипные офиолитовые, щелочно-ультраосновные, расслоенные базит-гипербазитовые и габбро-анортозитовые комплексы.

С этими комплексами связывается богатейший перечень полезных ископаемых - магнетитовые, титаномагнетитовые, ильменитовые и

хромитовые руды, фосфатное и глиноземистое сырье, технические и ювелирные алмазы, тантало-ниобаты, ювелирные и поделочные камни (чароит, хром-диопсид, голубой нефрит), рихтерит-асбест и др. Комплексный подход к проблеме происхождения и дальнейшей эволюции глубинных ассоциаций магматических пород является одним из главных условий для выявления общих закономерностей размещения перечисленных полезных ископаемых и их прогнозирования.

Целью исследований являлась типизация и петрогенетическая интерпретация магматических комплексов, разработка вариантов эволюции мантийного вещества в зависимости от геодинамической обстановки путем комплексного анализа линейных и концентрических магматических комплексов, развивающихся в геоблоках с полярной динамической и термальной активностью.

Исследования проводились в пределах отдельных сегментов Урало-Монгольского и Тихоокеанского подвижных поясов и юго-восточной части Сибирского кратона (преимущественно в пределах Алданского щита). Для достижения поставленной цели привлечены материалы по литературным источникам других регионов (Восточная и Южная Африка, Западная Австралия и др.).

Основные задачи исследований:

1. Синтезировать эмпирические данные, включающие информацию по геолого-структурной позиции, особенностям внутреннего строения, вещественного состава, петрохимии, геохимии и радиологии линейных и концентрических магматических комплексов; выявить общие и индивидуальные особенности их эволюции.

2. Определить черты сходства и различия в эволюции мантийного вещества в зависимости от геодинамической активности конкретных литосферных блоков.

3. Выявить причины, определяющие появление "натриевой" и "калиевой" серий магматических пород.

4. Определить петрогенетическую сущность кимберлитовых и лампроитовых магм и эмпирического "правила Клиффорда".

5. Установить роль, место и сущность высокобарического метаморфизма в эволюции линейных магматических комплексов.

6. Определить роль метасоматоза в процессе формирования и эволюции различных типов магматических комплексов и связанных с ними полезных ископаемых.

7. Выявить закономерности размещения некоторых видов полезных ископаемых и определить принципы их прогнозирования.

Основные защищаемые положения

1. Линейные магматические комплексы ультраосновного, основного-ультраосновного и основного-анортозитового состава включают три типа: дунит-гарцбургитовый, дунит-клинопироксенит-габбровый и габбро-анортозитовый. Они приурочены к геоблокам с интенсивной геодинамической активностью (подвижностью), которая в оптимальном случае в условиях сжатия приводит к возникновению различных высокобарических ассоциаций за счет широкого спектра пород, участвующих в строении перечисленных типов комплексов. В зависимости от структурного положения, интенсивности высокобарического метаморфизма и исходного состава преобразуемого субстрата формируются такие сообщества высокобарических пород, как зклогиты, эклогитовые

кристаллические сланцы, гранатовые и клинопироксен-транатовые амфиболиты, гранатовые и глиноземисто-гранатовые перидотиты, зклогит-глаукофановые и глаукофановые сланцы, мономинеральные и существенно жадеитовые породы. С высокобарическими ассоциациями парагенетически связаны метасоматиты золото-кварц-сульфидной и

оксеталитовой формаций и проявления алмазов метаморфогенного (кумдыкольского) типа.

2. Концентрические магматические комплексы (КМК) развиты в стабилизированных. геоблоках. По геолого-структурным и вещественным особенностям выделено шесть типов, различающихся по набору пород, масштабам распространения и особенностям минерагении: щелочно-ультраосновные с натриевым (кондерский) и калиевым (инаглинский) трендами, шонкинит-псевдолейцитовых сиенитов-граносиенитовый (ыллымахский), монцонит-мангерит-граносиенитовый (карабуранский), сынныритовый (якшинский) и габбро-тоналит-аляскитовый (тастысайский). Кондерский тип, развитый в структурах сжатия и парагенетически связанный с кимберлитами, подразделен на два подтипа: (1) с дунитовым ядром и (2) с карбонатитамя; инаглинсуий тип, приуроченный к структурам растяжения и парагенетически связанный с лампроитами, также подразделен на два подтипа: (1) с дунитовым ядром и (2) гранитным ядром и щелочноземельной, щелочной и щелочно-ультраосновной внутренней и внешней оболочками.

3. Несмотря на существенные геологические различия в процессе формирования платиноносных комплексов дунит-клинопироксенит-габбрового типа и щелочно-ультраосновных кондерского и инаглинского типфв с дунитовыми ядрами, на уровнях зарождения зон плавления задействовал один и тот же механизм реакций твердофазных дунитов с базальтовым (толеитовым) и лейцитобазальтовым (для инаглинского типа) расплавом, в результате чего сформировались внутренняя и внешняя оболочки с ярко выраженной концентрической зональностью.

4. В процессе формирования линейных и концентрических комплексов, по-видимому, большая роль принадлежит глубинным

флюидам, которые приводят к метасоматическим преобразованиям мантийного субстрата и появлению в нем таких специфических минеральных фаз, как клинопироксен, амфибол, флогопит и других, или к прямому плавлению этого субстрата и генерации натриево-магнёзиальных и калиево -магнезиальных расплавов. С первыми парагенетически связаны харбонатитовые комплексы и кимберлиты, со вторыми - лампроиты и поверхностные щелочные метасоматиты с калиевым рихтеритом, голубым нефритом и минералами чароититового парагенезиса.

Фактический материал и личный вклад

Основные выводы и защищаемые положения базируются на использовании большого эмпирического материала, собранного автором в процессе крупномасштабного геологического картирования и целенаправленных исследований линейных и концентрических магматических комплексов, а также высокобарических ассоциаций, взаимосвязанных с линейными комплексами, в пределах Урала, Казахского Урала (Мугоджары), Северного Казахстана, Восточной Сибири и Дальнего Востока. Детально изучено более 100 магматических и высокобарических комплексов, из них 4 7 комплексов - при непосредственном участии автора.

По литературным источникам, а также используя каменный материал изучены лампроиты и кимберлиты Западной Австралии, кимберлиты Якутии, Архангельской области, ЮАР и других провинций, сынныриты Северо-Байкальского рифта, щелочно-ультраосновные и щелочные породы Восточно-Африканской и Байкало-Становой рифтовых систем, расслоенные базит-гипербазитовые и габбро-анортозитовые плутоны, а также ареалы проявлений щелочнобазальтового магматизма.

В работе использованы более 2500 оригинальных анализов пород и минералов, а также результаты просмотра более 3000 прозрачных

шлифов и аншлифов. Аналитические исследования проводились в химико-аналитических лабораториях Института тектоники и геофизики ДВО РАН (г. Хабаровск), Института геологии ЯФ СО РАН (г. Якутск) и производственных организаций (Полевская лаборатория ПГО Уралгеология, г. Екатеринбург, лаборатория КТЭ ПГО "Дальгеология" и лаборатория ПГО "Таежгеология"). Микрозондовые определения минералов проводились в ДВГИ ДВО РАН (г. Владивосток), институте вулканологии ДВО РАН (г. Петропавловск-Камчатский), Геологическом институте ЯФ СО РАН (г. Якутск), ВСЕГЕИ (г. Санкт-Петербург); определение изотопного состава Шэ, Бг, РЬ и других элементов проводились в Лаборатории физических методов исследований (ИГ ЯФ СО РАН, г. Якутск); рентгено-спектральный, количественный спектральный и нейтронно-активационный анализы производились в Полевской лаборатории ПГО "Уралгеология".

Для решения поставленных задач в работе применен комплексный подход, включающий детальную геолого-структурную и вещественную характеристику магматических и высокобарических комплексов, выявление общих и индивидуальных их особенностей, детальный парагенетический, петрохимический, геохимический и изотопный анализы, определение термодинамических условий кристаллизации, метасоматических и метаморфических преобразований исходного субстрата и построение петрогенетических моделей с широким использованием данных экспериментальных исследований.

Научная новизна. Настоящая работа по существу является первым обобщением огромного количества геологических, петрохимических и минералогических данных по линейным и концентрическим магматическим комплексам. В зависимости от структурно-тектонического фактора (степени динамической активности или подвижности) впервые осуществлена детальная типизация и систематика, определены меры сходства и различия на любом

эволюционном отрезке их становления. Геодинамический режим, при котором формировались линейные комплексы, способствовал закономерному появлению высокобарических ассоциаций. Показано, что высокобарические реакции осуществлялись в условиях интенсивных динамических напряжений на разных гипсометрических уровнях верхней мантии и даже коры, при этом преобразуемая матрица варьировала по химическому составу от дунита, оливинита, перидотита и пироксенита до габбро, габбро-диорита и габбро-анортозита. Детальное исследование щелочно-ультраосновных комплексов послужило основанием для выявления природы кимберлитовых и лампроитовых расплавов.

Практическое значение. Полученные данные существенно пополняют информацию по глубинным магматическим сериям и могут быть успешно использованы в трех направлениях: 1) при региональных геологосъемочных и картосоставительских работах; 2) при построении петрогенетических моделей; 3) при прогнозировании полезных ископаемых и выработке рациональной методики их поисков. Установленная тектоническая и магматическая эволюция мантийного вещества и закономерности проявления натриево-магнезиальных и калиево-магнезиальныз серий магматических пород позволяют с достаточной уверенностью прогнозировать ареалы проявлений щелочно-ультраосновного магматизма кондерского и инаглинского типов, с которыми ассоциирует строго определенный набор полезных ископаемых (с первыми - платина, железо, хромдиопсид, тантал, ниобий и алмазы кимберлитового типа, со вторыми - платина, хромдиопсид, вермикулит, глиноземистое сырье, рихтерит-асбест, чароит, голубой нефрит и алмазы лампроитового типа). Закономерная приуроченность линейных комплексов к геоблокам с максимальной динамической активностью предопределяет проявление масштабных процессов высокобарического метаморфизма и потенциально связанных с ними алмазов кумдыкольского

(метаморфогенного) типа. С ними ассоциируют также крупные месторождения и проявления хрома, железа, тита