Бесплатный автореферат и диссертация по геологии на тему

Позднемезозойские континентальные вулканические пояса Востока Азии

ВАК РФ 04.00.08, Петрография, вулканология

Автореферат диссертации по теме "Позднемезозойские континентальные вулканические пояса Востока Азии"

од

ДПР 199*»

РОССИЙСКАЯ АКАДеЖЯ НАУК Дальневосточное отделение Дальневосточный геологический институт

УДК 55+/551.24+552.II

на правах рукописи

САХНО Владимир Георгиевич

поздасмЕзозойскиа КОНТИНЕНТАЛЬНЫЙ ВУЛКАНИЧЕСКИЙ ПОЯСА ВОСТОКА АЗИИ

Специальность 04.00.08 - петрография, вулканология

•ДИССЕРТАЦИЯ

на соискание ученой степени доктора геолого-минералогических наук в форме научного доклада

Владивосток - 1994 г.

Работа выполнена в Дальневосточном геологическом институте Дальневосточного отделения Российской Академии наук

Официальные оппоненты - доктор геолого-минералогических наук

профессор П.Г.Недашковский

доктор геологог-минералогических наук Н.П.Романовский

доктор геолого-минералогических наук И.Н.Котляр

Ведущее предприятие - Амурский ' комплексный научно-

исследовательский институт ДВО РАН ■

Защита диссертации состоится " ■_7 " апреля 1994 г.

в " 10 ч" " 00 "мин. на заседании специализированного совета Д.003.54.01 Дальневосточного геологического института ДВО РАН по адресу: 690022 г. Владивосток, Пр-т 100 летия Владивостока, 159, Академгородок.

С диссертацией в форме научного доклада можно ознакомиться в библиотеке ДВО РАН по тому.же адресу.

Научный доклад разослан "_ " •_ 1994 г.

Ученый секретарь ^

специализированного совета ¿г ""-^¿'¿^

к.г.-м.н. В.И.Семеняк '

Дальний Восток, его Восточная часть находится в зоне пере-;ода Тихий океан - континент, уникального природного полигона, 'де могут быть решены многие вопросы геологического взаимодей-:твия двух крупнейших структур Земли - океанической плиты и «онтинентального блока.

На протяжении всей геологической истории это взаимодействие .сопровождалось интенсивным вулканизмом. Выделяются несколь-со эпох тектоно-магматической активизации. Но наиболее мощной 5ыла позднемезозойсгсая-раннекайнозойскал, которая в континентальном блоке ознаменовалась формированием протяженных вулка-1ических и плутонических поясов- по всему периметру складчатого ?брамления Тихого океана. Циркумпацифические пояса магматизма «ого времени представляют собой типоморфные структуры зоны 1ерехода.

Вулканические пояса Востока Азии, представляющие часть этой системы, отличаются большим разнообразием структурных форм, составом магматических образований, рудоносностью и геодинами-теской обстановкой формирования. В них сосредоточены крулней-вие и уникальные месторождения металлов Аи,А5,зп,мо,Си,РЬ12п,Нй, Зг и др,, перспективы которых еще далеко не исчерпаны. Уста-ювлено, что формирование месторождений этих металлов непосредственно связано с магматическими процессами структур вулкано-иутонических, плутонических поясов.

Выявление основных закономерностей развития, всесторонняя сарактеристика геологического строения, состава и условий фор-лирования в зависимости от геоструктурных особенностей и влия-■шя различных факторов вулкано-плутонических образований представляет одну из важных задач в изучении магматизма континентальных поясов - типоморфкых структур зоны перехода океан-континент.

Актуальность темы определяется тем, что в зоне взаимодействия Азиатского континентального блока и Тихоокеанской плиты фоявился как в прошлом, так и в настоящем интенсивный вулка-мзм, сопровождающийся выплавлением гигантских объемов основ-1ых, средних и кислых магм, проходили процессы преобразования соры при активном влиянии мантийного расплава и флюидов, формировались крупнейшие месторождения ру.дных полезных ископаемых. 1зучение развития континентальных поясов способствует решении

многих вопросов понимания процессов, проходящих на границе конт нентальной и океанической плит. 1

Особый интерес к вулканическим структурам континентальной окраины возрос в последнее .'десятилетие в связи с концепцией гл бальной плитовой тектоники и новых представлениях о роли ,терре нов и связанных с ними полезных ископаемых, формирование котор проходило под контролем разноглубинного магматизма.

С этих позиций представления о тектоно-магматической акти зации континентальных структур Востока Азии как следствие глубинных процессов, развивающиеся в 60-80 годах геологами России и Китая, находят логическое объяснение.

. Цель и задачи исследования. Основная цель исследований за лючается в установлении общих закономерностей, развития магмати ма в пределах континентальных вулканических поясов в зависимое ти от глубинного строения, геологического режима, влияния различных факторов (мощности коры, процессов ассимиляции, состава и эволюции глубинных флюидов и т.д.).

Всеми исследователями признается, что вулканические пояса Азиатской окраины возникают в континентальных условиях '(Ицик-сон, 1969; Хренов, 1981; Томсон и, др., 1981; Щеглов, 1968, I9& Пущаровский, 1965; Нагибина, 1963; Шило и др., 1974; Филатова, 1988; Красный, 1959; и др.). Но по условиям формирования, coctí ву слагающих магматических-комплексов, по параметрам глубинноп строения они разделяются на две большие группы: окраинно-конти-нентальные и внутриконтинентальные (Сахно, 1963, 1964, 1976, 1982 и др.). Не все исследователи поддерживают такое деление.Hi исследования, проведенные в ДВ геологическом институте^позволи; с полным основанием считать, что эти две группы по многим параметрам геологического строения, формированию и рудной специализации магм различны.

Особый интерес представляет вопрос о рудоносности магматических комплексов поясов. Ранее было отмечено>(Томеон И.Н., Фаворская М.А., Рундквист Д.В., Баскина В.А., Щеглов А.Д., Радке-вич Е.А. и др.), что, крупные уникальные месторождения сосредоточены в линейных структурах, которые контролируются;центрами магматизма, приуроченными к зонам пересечения крупных разломов, имеющих магмо- и рудоконцентрирующее значение. В последние годь это направление получило дальнейшее развитие и оформилось в представление о рудно-магматических системах, как очаговых стрз турах глубинного заложения и длительного развития, эволюция в

оторых'завершается рудным процессом (Томсон И.Н.-, Косыгин Ю.А., ласов Г.М., Романовский Н.Л., Брянский Л.И. и др.).'

Анализ данных по ру,дно-магматическим системам показывает, то их размещение, металлогеническая и петрогеохимическая спе-иализация подчиняются общим закономерностям тектонического и агматического развития поясов Дальнего Востока.

Петрологическое изучение этих структур и комплексов в различ-ых геоструктурных„зонах позволяет решить вопросы фундаментальной практической геологии. Сравнительному анализу и систематике вух групп вулканических и рудно-магматических систем с ними свя-анных проводилась работа.

В процессе исследований решались следующие задачи:

1. Типизация континентальных вулканических поясов Востока' зии на основе геологических, геодинамических признаков и по етрогеохимическому составу магматических комплексов.

2. Выявление характерных ассоциаций вулканических и вулкано-лутонических пород (магматических комплексов), особенностей со-гава, закономерностей изменения в пространстве и во времени агматических серий, установление латеральной и продольной зона-ьности.

3. Корреляция магматических комплексов континентальных поя-эв Дальнего Востока и Востока Азии на основе геологических, зохимических и других критериев этапности формирования.

4.Установление влияния флюидов и особенно галогенов в пет-эгенезисе пород магматических серий.

5. Выявление петрологических особенностей и флюидного режи-ь. рудно-магматических систем вулканических поясов и критериев доносности.

6. Место и положение вулканических поясов и континентально-) магматизма в преобразовании и эволюции земной коры в зоне ле-;хода океан-континент.

Исследования проводились в Дальневосточном геологическом ютитуте ДВО РАН- с 1957 года по теме "Вулканические пояса ме->зойско-кайнозойских зон активизации Востока Азии, их природа рудоносность". За указанный период автор принимал участие в 1честве ответственного исполнителя или руководителя в разработ-; 7 тем ГКНТ и 2-х международных программ.

Научная новизна. В цикле работ проведено обобщение по теории , ? петрографии, и петрохимии вулканических и вулкано-плутони-юких образований континентальных вулканических поясов Востока .

Азии. Вопросы развития вулканизма этой территории рассматриваю' ся с позиций динамического режима зон активизации разнорудных структур Дальнего Востока на основе оригинальных материалов, собранных и обработанных по единой методике.

Анализ этих данных позволил сделать вывод, что вулканизм был сосредоточен в двух вулканических^поясах - в окрнинно-кон-тинентальном и внутриконтинентальном, отличающихся структурной позицией, характером магматизма, эволюцией и металлогенической специализацией.

Окраинно-континентальные пояса Дальнего Востока как часть Восточно-Азиатского вулканического линеамента вместе с Америка! скими представляют собой типоморфные структуры зоны перехода континент-океан. Как структуры транстихоокеанского масштаба от имеет много черт сходства.

Внутриконтинентальные пояса и зоны (областей тектоно-маг-матической активизации по А.Д.Щеглову) континентального блока Востока Азии гетерогенны и разнообразны по форме проявления, составу магматических образований, эволюции и металлогеническо{ специализации. Наиболее характерны они для консолидированных областей Востока Азии (структуры "Дива") и в меньшей степени не Американском континенте.

В цикле работ впервые: I. дана детальная петрографическая, геохимическая, минералогическая характеристика вулканических толщ и магматических комплексов вулканических зон Дальнего Востока; 2. приведены систематические данные о составе газовой фазы, законсервированной в минералах различных уровней генерации; 3. на основании содержания хлора и фтора в апатите, биотите и амфиболе детально охарактеризован режим галогенов в петрогенези се и рудогенезе рудоносных магматических систем (оловоносных, молибден- и меднопорфировых, сереброносных и т.д.).

Установлено, что по содержанию галогенов в биотите можно провести типизацию кислых рудоносных магм, определить режим летучести фтора, хлора, воды, водорода и кислорода при различных уровнях кристаллизации расплава, а также постмагматическом и рудном процессах. По уровню концентрации галогенов и их соотношению (Р/СХ), составу и соотношению газов проведена типизация рудно-магматических систем по специализации, на "хлоротип-ные" и "фторотипные", что отражается в составе оруденени.я и его рудно-формационном профиле. Показано, что состав, содержание га зов и особенности концентрации галогенов и их режим являются

- 5 -

критериями рудоносности магматических комплексов.

Практическая значимость работы. Определяется возможностью использования выявленных закономерностей эволюции магматизма в разнотипных вулканических поясах с целью установления типоморф-•¡ых вулканоструктур как основы для металлогенического прогнозирования. Использование закономерностей содержания галогенов в магматических комплексах позволяет оценить перспективы 1ерспектив''потенциальной рудоносности вулканоструктур.

Практическое значен}^ исследований реализовано в составле-

Геологической карты Тихоокеанского пояса и Тихого оке'ана «-ба' 1:10 ООО ООи (1978) по ред. Л. И. Красного, где автор принял гчастие. Некоторые выводы о металлогенической специализации гагматических комплексов были рекомендованы при составлении ме-'аллогенической схемы ДВ (Щеглов и др., 1982; Вулканические поя-:а..., 1984).

Практические рекомендации автора были предложены Террито-|иальным Производственным Объединениям и учтены при реги-

мальных прогнозных работах.

Фактический материал. Основой для решения поставленных за-,ач послужили результаты многолетних полевых исследований авто-|а в Приморье, Хабаровском крае, на Чукотке, в Приохотье, Севе-о-Восточном Китае. Привлекался фактический материал, обранный коллегами по совместным экспедициям С.О.Максимовым, '.Ф.Полиным, К).А.Мартыновым, А.П.Матюниным, В.А.Михайловым и ногими .другими. Кроме того, учтены в работе

езультаты исследований по Северному Китаю, образцы и материа-ы любезно представленные автору М.С.Нагибиной. Для сравнитель-ых целей сопоставлены опубликованные данные отечественных и арубежных авторов"по вулканическим поясам Корейского полуостова и Юго-Восточного Китая, Вьетнама, Таиланда, Северной и )й Америки.

Такой широкий глобальный анализ обеспечил необходимое для глей типизации разнообразие вулканических структур Тихоокеан-<ого континентального обрамления на позднемезозойско-кайнозой-<ом этапе его развития. За период работы над темой выполнено гсколько тысяч химических, силикатных, электронно-зондовых, шктральных и других видов анализов пород и минералов (Анали-ши: Л.В.Недашковская, К.А.Щека, Л.А.Козлова, Ю.С.Бабаева, П.Баталова, Т.В.Ланкова, Л.И.Азарова, В.И.Таскаев, В.И.Сапин, М.Романенко, А.И.Белоглазов и .др.). Изотопные исследования

(определения 87sr/86sr) ВЬШ0ЛШЦШсь в ОибГЕОХИ г.Иркутск (аналитик Г.П.Сандимирова). Редкоземельные элементы определялись'в Институте Химии ДВО, аналитики В.П.Коваленко и С.А.Иванченко, частично в лаборатории изотопных исследований Геологической службы США. и в г. Дубна.

Сделаны сотни определений состава газов (Но, СО, COg, HgO и .др. ) в минералах методом газовой хроматографии и галогенов (фтора и хлора) в породах и минералах (биотитах, амфиболах, апатитах), большая часть из которых опубликована или использована в настоящем обобщении (аналитики В.И.Таскаев, Н.П.Коновалова, Е.С.Ермоленко). Кроме того, они вошли в Вазу данных "Вулканические пояса Дальнего Востока". Достоверность аналитических данных подтверждена аттестацией лаборатории ДВ геологического институт,' отечественными и зарубежными стандартами. Достоверность состава газов в минералах контролировалась измерениями га-

зовых смесей, а также проверкой результатов анализа искусственн< выращенных минералов с заданными параметрами кристаллизации.

Публикация и апробация работы. По теме опубликовано более 150 работ, из них 7 монографий. Основные положения работы докла< давались на Всесоюзных Петрографических совещаниях (Иркутск, 1963; Баку, 1969); на Всесоюзном Палеовулканологическом совещан: (Алма-Ата, 1966); на Всесоюзных совещаниях и симпозиумах (Москв; 196I; Львов, 1969; Петропавловск-Камчатский, 1985); на Междунар ных совещаниях (Москва, 1971; Бухарест, 1973; Ново-Александровс 1976; Хабаровск, 1979; Нанкин, 1989; Благовещенск, 1990 и др.); на региональных Петрографических совещаниях (Южно-Сахалинск, 1990; Магадан, 1989; Хабаровск, 1981).

Успешному выполнению исследований по теме способствовали творческая обстановка, постоянная поддержка и внимание со сторо руководства института - Е.А.Радкевич, В.Г.Моисеенко, А.Д.Щеглов Ь.Г.Хомича, И.Я.Некрасова, С.А.Щека, А.И.Ханчука.

Большое значение в постановке научной направленности иссле дований имели обсуждения и консультации с Ю.М.Пущаровским, A.A. ракушевым, А.Д.Щегловым, И.Н.Говоровым, Л.И.Красным, С.С.Зимины В.Г.Моисеенко, А.П.Сидоровым, Т.И.Фроловой, С.И.Набоко, В.А.Бас ной, Г.М.Власовым, Г.А.Карповым, В.Ф.Белым, Р.Б.Умитбаевым, И.H Котляром, Б.Г'.Лутцем, М.А.Фаворской, Е.В.Бнковской, М.Г.Руб, Н.С.Никольским, О.В.Авченко.

Автор благодарит своих коллег по работе и совместным дальн и близким экспедициям - С.О.Максимова, В.Ф.11олина, Ю.А.мартынов

Н.С.Никольского, А.М.Ленникова, О.В.Авченко, В.К.Попова, Ф.Г.Фед-чина, В.П.Симаненко, Ф.И.Ростовского, В.И.Рыбалко, В.А.Михайлова, В.В.Поповиченко, А.П.Матюнина, P.A.Октябрьского за помощь и постоянную поддержку и многократные обсуждения.

Автор искренне благодарен В.Г.Судзеловской, П.Д.Гасановой, Т.Б.Мизухара, Н.П.Коноваловой, Е.С.Ермоленко, Е.Й.Дында, Л.Е.Зеленской, Т.В.ЛанкОвой, Л.И.Азаровой, В.Е.Сахно, В.Г.Сазонову, Л.В.Недашковской ¡Г многим другим способствовавшим выполнению и оформлению работ по теме исследований.

Основные защищаемые положения.

I. Вулканические пояса континентальной коры Востока Азии классифицируются в два структурно-генетических типа: а) окраин-но-континентальный и б) внутриконтинентальный (или пояса и зоны областей тектоно-магматической активизации по А.Д.Щеглову).

Они различаются по геодинамическому режиму формирования, глубинному строению, эволюции вулканизма, пространственно-временным соотношениям магматических образований, их петрохимичес-ким и геохимическим составом, металлогенической специализацией.

Окраинно-континентальные пояса, как и островодужные, являются структурами планетарного характера. Они слагают Восточно-Азиатский вулканический линеамент, протягивающийся более чем на 8 тыс. км. вдоль всей восточной окраины Азиатского континента, представляющую в поз.днемезозойский-раннекайнозойский этап развития активную окраину андийского типа. Формирование вулканического линеамента отражает динамику встречного движения Евразийского блока на юг и Тихоокеанской плиты на север, которое было направленным. Для поясов этого типа, как звеньев единой системы, свойственен однотипный характер глубинного строения, выражающийся ступенчатым сокращением мощности коры и подъемом поверхности Мохо, направленной эволюцией магматизма, устойчивым пет-роге'охижческш и минеральным составом магматических образований, металлогенической и структурно-петрохимической зональностью (вкрест простирания). Это указывает на непосредственную связь окраинно-континентальных поясов с процессами взаимодействия континентальной и океанической плит. Как и островные дуги их размещение контролируется трансрегиональными глубинными разломами.

Внутриконтинентальные пояса относятся к структурам регионального плана. Они характеризуют деструктивный режим активизации консолидированных областей и древних кристаллических мае-

сивов. Главными морфоструктурными элементами являются линейные грабены и сводовые поднятия, приуроченные к протяженным разлом-ньм зонам, возникающим либо по краю консолидированных древних массивов на стыке с другими структурными зонами, либо секущих независимо от строения, состава и степени консолидации цоколя. К первой категории относятся пограничные пояса, среди которых в особую категорию следует выделить пояса сутурных швов, неод-. нократно активизированных на протяжении фанерозоя и которые в морфоструктурном плане разнообразны.

Ко второй категории относятся транскурентные (транзитные) пояса, как правило, большой протяженности и приуроченные к разломам или системам разломов, пересекающим .древние консолидирова ные структуры (кратоны). Они выражены рифтогенннми прогибами и узкими грабенами с фациями континентальных пород и активным ву; канизмом вдоль бортов.

2. Установлено, что магматизм континентальных поясов эволк ционирует во времени, но схема развития для окраинных и внутри-континентальных поясов различна. Для окраинных поясов свойствеь на этапность развития вулканизма: от площадных, многообъемных извержений к кальдёрным с последовательной сменой известково-щелочными, субщелочными и щелочными сериями во времени и по ла-терали.

Они достаточно надежно разграничиваются по геохимической, > петрохимической и металлогенической специализации. Структурно-петрохимическая латеральная зональность выражена для всех окраинных поясов независимо от состава, строения фундамента, что позволяет считать этот тип зональности циркумпацифическим. На отдельных участках Восточно-Азиатского линеамента эта зональное усложнена.

Отмечается несколько таких зон - Гуандунская и Фуцзянская Клкно-Китайского пояса (Тихоокеанская окраина..., 1991).

Для внутриконтинентальных поясов эволюция магматизма меняе ■ ся от зоны к зоне, но в целом определяется гомодромной направле ностью, в пределах которой отмечаются микроциклы, свойственные отдельным структурам. Латеральная зональность отсутствует, но ярко выражена продольная. Последняя наиболее характерна для зон транскурентных поясов, пересекающих разнородные блоки.

3. Установлено, что обычным, преобладающим типом магматиче ской эволюции в континентальных вулканических поясах, является гомодромный.

Доминирующей серией является известково-щелочная. Толеито-вая крайне ограничена. Субщелочная и щелочная серии, как правило, появляются в отдельных зонах на заключительных этапах.

Нередко общая направленность нарушается устойчивой "сквозной" петрохимической тенденцией, свойственной какой-либо одной серии.

В континентальных зонах Дальнего Востока чаще всего проявлена толеитовая тенденция, проявленная как в основных, так и кремнекислых расплавах.

В окраинном поясе "сквозной" характер имеет шошонит-лати-товая тенденция разновозрастных комплексов. Характерна и .другая особенность вулканоструктур континентальных поясов - появление на отдельных этапах их развития "нестандартных" серий. .Такая особенность связывается нами с своеобразием геодинамического дежима и импульсами глубинных флюидов.

4. Показано, что окислительно-восстановительный процессы при петрогенезисе и рудогенезе магматических комплексов кислого состава определяются режимом газов и особенно галогенов. Одним из важных источников информации о режиме галогенов в магматическую и постмагматическую стадии рудно-магматических систем является состав и содержание фтора и хлора в гидроксилсодержа-щих минералах, особенно в биотитах. По отношению фтора, хлора

и гидроксила в биотитах-представляется возможным разделение гранитоидных плутонов на' генетические типы, характеризующиеся определенными геодинамическими обстановками' их формирования.

Определения £о2,Гн2£Н2о и т.д. в гранитои-дах по составу биотитов позволяют судить не только о режиме флюидов при кристаллизации гранитоидных расплавов, но и могут служить критериями диагностики рудных или безрудных вулканоструктур.

5. Показано, что позднемезозойские вулканические пояса Востока Азии, являющиеся частью циркумпацифической системы вулкано-плутонического линеамента, формируются в определенном геодинамическом режиме сжатия и растяжения, создаваемых при столкновении и встречном движении континентального блока и океанической плиты.

В системе континентальных поясов окраинно-континентальные формируются вдоль сейсмофокальных зон на стыке континент-океан. Динамика движения е1.доль них при встречном столкновении (фрон-

тальцдм/.или ;косрнаправленном) создают условия, при, которых, формируются либо плутонические пояса,,либо'вулканические'с различной долей участия мантийных, расплавов и разноглубинным уровнем Генерации магм.: ".'" - , ■ :'

; Формирование внутриконтинентальньгх поясов. Востока Азии предшествуют развитию окраинно-континентальных. Они обязаны ..процессам тектоно-магматиче'ской активизации, охватившим в мезозое большую часть Тихоокеанского сёгментй., . 1 ■ 1 . . .' Развитие, вулканизму обусловлено /влиянием диапира, развивающегося, длительно и вызвавшего многократные проявления магматизма:,в одних итех.же структурах на протяжении фанерозоя В Амурском и Южно-Китайском геоблрках !й т.д.)j

;";•, I.; Основные закономерности развитие континентального, вулканизма Востока Азии

, Восточная1 часть Азиатского континента, особенно область перехода ц океану, на протяжении всей истории развития в фане-розое,'характеризовалась активными тектоно-магцатическими рроцес сами.' Наиболее мощной эпохой магматизма бйла позднемезозойскал, которая охватила все окружение Тихого океана. Область ее проявления, определяемая как циркумпацифическая, связана с этапом термальной истории Земли, начавшейся 200 млн. лет и сопровождавшейся .горизонтальными перемещениями блоков континентальной литосферы, что привело к орогении в одних участках и растяжению' коры в .других,. Этот период соответствует началу активности магматических процессов Тихого,океана и его обрамления, началу раскрытия Атлантического океана, деструкции Пангеи ( Goodwin , I98b; и др.).

i Одной1из главных особенностей Восточной части Азиатского континента/является гетерогенность его строения, обусловленная сочетанием крупных, геоблоков,' в составе которых находятся :,древние ..кристаллические .массивы,и обрамляющие их складчатые ';зоНы;разЬ1ЧнЬго происхождения, и возраста консолидадии. Выдёляют ся следующие, геоблокк (с севера'на юг): Чукотский, Колымский, йсстский, Алданский, .Амурский, Центрально-Китайский, йжно-Ки-тайский:(Красный,.1984), формирование которых отличается определенной,; автономией,/что обусловлено особенностями геодинамичесКОго, термального и.флюидного режимов, как отражение глубинных, процессов, связанных с дифференциацией вещества верхней'

Рис. I. Схема размещения континентальных' плутонических и вулканических поясов Востока Азии

1 - окраинно-континентальные пояса: В-Чук - Восточно-Чукотский Ох-Чук - Охотско-Чукотский, В-С-А - Восточно-Сихотэ-Алинский, В-К - Восточно-Корейский,Ю-В-К - Юго-Восточно-Китайский;

2 - внутриконтинентальиые пояса и зоны: I - Олойский, 2 - Уя-дино-Ясачнинский, 3 - Куйдусунская, 4 - Омсукчанская, 5 - Огод жинско-Умлеканская, 6 - Селитканская, V - Баджальская, 8 - На-даньхада-Бикинский, 9 - Ванцинская и др., 10 - Большехинган-ский, И - Иншань-Янынанский, 12 - Ианьдунская, 13 - зоны бассейна Нижней Янцзы (Тайху и др.); 3 - плутонические пояса;

4 - палеоостроводужные пояса; 5 - блоки с архейским фундаментом (Ал - Алданский, С-К - Северо-Китайский); б - блоки с протерозойским фундаментом (Ко - Колымский, Ян - параплатформа Янцзы, Ам - Северо-Восточно-Китайский); 7 - кристаллические массивы (В-Ч - Чукотский, Ох - Охотский, Мх - Малохинганский, Хн - Ханкайский); 8 - разломы, отделяющие блоки континентальной коры (35-50 км) от переходной (35 км); 9 - крупные региона льные разломы; 10 - сутурные линии (Ан - Анюйская, Ит - Илинь-Тасская, М-М - Монголо-Охотская, Ин-Ян - Иньшань-Яньшанская, Ц-л - Циньлинская, Н-л - Наньлинская); II - направление горизонтального перемещения вдоль разломов; 12 - площади распространения магматогеннорудных систем (оловоносные, вольфрамоносньи и др.).

•i-üs/'däfit-.

рис .1

14 -

Рис.. 2. Схема размещения вулканических и плутонических поясов Юго-Восточной Азии ССвЬШига, 1985$ Хи е-ь. а1.,,1987 ; и др. с дополнениями автора)

I,-'геоблоки: Ал - Алданский, С-К - Амурский (Севёро-Восточ-но-Китайско-Буреинский)* ЦК - Цэнтральнр-Китайский (СевероКитайская платформа) , Ш - Ижнб-Китайский (параплатформа'Янцзы); 2-4 - континентальные пояса магматизма: 2 -юкраинно-континентальные вулканические пояса (Ю-В-К -Вжно-ВосточнОг Китайский и др. см. на рис. I); 3 - внутрикортинентаньные вулканические пояса. Т-Л - зоны и пояса разломной системы', .: Таньду (транзитные внутриконтинентальные пояса): зоны Восточно^ окраины Буреинского массива - Баджальская (X), Ям-Алин-ская и Эзопская (2)^ Тырминская, Гуджальская, Олоно (3),: Сб-литканская (4), Ияочанская (5); среднеамурские зоны' панская (6), Дэямусы и др. (7), Западно- и Восточно-Райьдунская (8); зоны Скно-Китайского блока (9-И) ; зона восточной части большого Хингана (12). Пограничные пояса и зоны: М4) , - Монголо-Охотского структурного шва - Огоджинско-Умлеканский пояс, (Верхнеселе^даинская, Октябрьская и др.) (13),¡Западно- ' Болыпехинганский (14); Ин-Ян - Иныпань-Яньшанского структура ного шва - Гирин-Дяодунская группа впадин (15), Сухонту (16), Яньшанская и др. (17); Цл - вулканические зоны Циньлинскогр. структурного шва - Тайху (18), Хошаньская (19), Даэ (20); ,

4 - гранитоиды плутонических поясов (С-А - Сихотэ-Адинский, ВГит - Восточно-Китайский, Ю-В-К - Юго-Восточно-Корейский);

5 - основные глубинные разломы, структурные швы и направление горизонтального движения по ним. Разломы окраинно-континента-льных поясов:. Центрально-Сихотэ-Алинский (I), Восточный (2), Прибрежный (3), Чзэнаньский (4), Чэнлэ-Наньао (5), Лийуй-Хай-фэнский (6); Шаоу-Хэюаньский (7), Сыньфэн-Эпинский '(8) , Сыхой-Учуаньский (9). Разломы внутриконтинентальных поясов и'зон: Таньлу (Ю), Дуньхуа (И), Куканский (12), Илань-Итунский (13), Цзэцэигуаньсгай (14), Западно-Туранский (15), Тастахский (16), Даэрбуганский (17), Чжуахэ-Чкаяньский (18), Юлуцзян-Циндао (19), Линьшань-Дунсинский (20), Бэйл»-Хепу (21)Дайдунский (22);

6 - разломы широтных структурных швов: Монголо-Охотского г- Становой (23), Гшшй-Майский (24), Окно-Тукурингрский (25); Инь-пань-Яньшанского - Чканцзякоу-Бэйноский (26); Цинлинского -Фэйчяуньский (27).

мантии на различнцх этапах их эволюции ( Соойта-п , 1985; Крас-, ный, .1964). ' . ■

Для мезозойского этапа развития зоны стыка'Азиатского континента и Тихоокеанской плиты характерны условия длительного;растя- ' жения в сочетании с кратковременными эпохами сжатия, т.е. расхождение и сближение сиалических блоков Азий и фемической плиты Тихого океана, что и обусловило формирование поясов магматизма на границе этих структур (Щеглов, и .др., 1986; Умитбаев, 1966 и др.). Таким образом, тектоно-магматическая активизация (ТМА) восточной окраины Азии охватывает обширные территории и распространяется от стыка континентального блока с Тихоокеанской плитой далее вглубь, но активно проявляется в зонах сутурных швов и глубинных разломов формированием обширных линейных поясов активизации.

Формирование протяженных систем разломов тихоокеанского направления (северо-восточного) по окраине Азиатского континента составляет одну из особенностей мезозойского этапа активизации этой части Земли. Они расчленяют гетерогенные континентальные структуры на серию протяженных блоков, подверженных в различной степени "переработке" тектоническими и магматическими процессами, имеющими глубинную природу. Большая часть разломов достигает мантии и проникает в астеносферу, вещество которой (флюиды и расплавы) .внедряясь по ним определяет характер глубинных структур и петрохимический профиль магматических образований. В одних случаях отмечается единство структурных позиций и близкий петрогеохимический тип вулканических и плутонических пород, в других выделяется зависимость состава магм от состава и строения геоблока, т.е. проявлены разноглубинные уровни генерации расплава с различным соотношением корового и мантийного вещества.

К категории высокого ранга относится окраинно-континенталь- ' ная область тектоно-магматической активизации (Шило, Умитбаев, 1977; Умитбаев, 1986), в которую помимо окраинно-континенталь-ного вулканического пояса включены и плутонические пояса или перивулканическая зона (Умитбаев, 1986). К следующей категории могут быть отнесены внутриконтинентальные области- тектоно-магматической активизации - вулканические пояса двух типов: пограничные (сутурные зоны) и транзитные (секущие геоблоки). Примером последних могут быть трансгеоблоковая система глубинных разломов Таньлу-Хангано-Буреинская и приуроченные к ней системы вулканических поясов Буреинского массива (Баджальская, Дуссе-Аюш-

екая и др.), Центрально-Китайского (Северо-Китайская платформа) и Ьжно-Китайского (Платформа Лнцзы) геоблоков (рис. I, 2).

I.I. Окраинно-континентальные вулканические пояса

К категории окраинно-континентальных поясов Востока Азии относятся линейные структуры, которые слагают почти непрерывную полосу от Восточной Чукотки до Южного Китая, более чем на 8000 км. Этот уникальный линеамент состоит из отдельных поясов (звеньев) .

К окраинно-континентальным вулканическим поясам относятся Охотско-Чукотский, Восточно-Сихотэ-Алинский, Южно-Корейский, Восточно-Китайский'. В последнее десятилетие они интенсивно изучались и по некоторым поясам опубликованы обобщающие работы. По ■ геологии и магматизму Охотско-Чукотского пояса это работы В.Ф. Белого (1977, 1976), Р.Б.Умитбаева (1986), И.Н.Котляра (1986) и др. Сопоставление геологии, эволюции магматизма и металлогении окраинно-континентальных поясов позволяет выявить их общие особенности как планетарных структур.

1.1.1. Восточно-Сихотэ-Алинский вулканический пояс

-Пояс принадлежит к общепланетарной системе окраинных поясов и обладает всеми признаками, свойственными этому типу структур. Это, прежде всего, особенности глубинного строения: сокращение мощности коры, особенно "гранитного" слоя, повышенная мощность "базальтовой" подушки, наличие слоев с промежуточными - параметрами сейсмических скоростей, что позволяет выделить здесь "метаандезитовый" слой. Кроме того, известна прямая зависимость структуры вулканического пояса от геодинамических условий его становления и характерных форм проявления разломной тектоники. Последняя, являясь производной преобладающих в позднем мелу и палеогене горизонтальных движений, выразилась в сочетании протяженных зон левосторонних сдвигов северо-восточного простирания и сопряженных с ними поперечных участков относительного сжатия (валов) и растяжения (раздвигов), контролирующих размещение плутонических и вулканических структур пояса (Иванов, 1961; Уткин, 1978; Сахно, 1987).

Совокупность вышеперечисленных признаков привела к, отмечаемой многими исследователями, продольно-линейной и поперечно-блоковой зональности Восточно-Сихотэ-Алинского вулканического пояса (ВСАВГ1). Например, Е.В.Быковская разделяет пояс на три крупных звена - структурно-фациальные зоны: Ольга-Тернейскую, Самарга-Сюркумскую и Нижне-Амурекую. Каждая из них разбита еще на ряд блоков, разграниченных, как и зоны, разломами северо-западного и широтного направлений (Южно-Приморский, Бикинский, Сюркумский и .др.). В Ольга-Тернейском звене (Приморский мега-блок) отчетливо выражена и продольно-линейная зональность пояса. Здесь различается осевая (внутренняя зона ВСАВП (вулканический прогиб, выполненный платсигнимбритами риолитов Приморской серии; приморский вулканоген), ограниченная Прибрежным (Восточным) и Береговым разломами, и внешняя зона очаговых структур, расположенная к западу от Прибрежного разлома (в некотором роде сопоставима с "перивулканической зоной" Р.Б.Умитбаева (1986).

Дискретное развитие сдвиговой тектоники (от пликативных к линейно-деструктивным и поперечным глыбовым формациям), контролирующей размещение магматических образований ЕСАВП, определило и соответствующую этапность вулканизма пояса. Различаются три (возможно, четыре) стадии его развития: сеноман-сантонская (или сеноман и турон-сантон), маастрихт-датская и палеогеновая (рис. 3,4). дЛя каждой стадии характерен своп тип вулкано-текто-нических структур и связанного с ними магматизма: I. сеноман -внедрение вдоль крупных северо-восточных разломов базальт-анде-зитовых расплавов, формирование покровов и экструзий в прираз-иомных впадинах; 2. турон-сантон - извержения кислых игнимбри-гов "большого объема" б приморском осевом прогибе; 3. маастрихтский - очаговый вулканизм, кальцерные и посткальдерные комплексы умеренно-кислого и средне-кислого составов (кальцерные игнимб-эиты, покровы, экструзии, субвулканические и вулкано-плутоничес-<ие интрузии; 4. палеоген - бимодальный вулканизм, кальцерные 1 кольцевые вулкано-плутонические комплексы контрастной асссциа-;ии (табл. I).

Кроме различных форм вулканических структур в поясе одновременно формируются магматогенные поднятия с устойчивым режимом зоз.цымания, соответствующие всем этапам форомирования пояса. К ¡им могут быть отнесены Ольгинско-Валентиновское, Мутухинское, ?ернейское, Бяполинское и другие поднятия. Некоторые из них по

времени соответствуют времени формирования всего пояса и в связи с этим могут быть отнесены к полихронным (аналогично широко распространенным в Юго-Восточном Китае), другие - соответствуют лишь отдельны.*.! его этапам. Последние могут быть отнесены к вул-кано-плутоничзским, которые, как известно, широко развиты в поясе и сопряжены с эволюцией вулканоструктур. Анализ геологических особенностей, а также геохронологических данных показывает, что интрузивные образования магматогенных поднятий представляют собой самостоятельные формирования и могут быть сопоставимы с такими же структурами других поясов (Белый, 1978; Умитбаев, 1986; Сахно, 1991; и др.).

Сеноман-еантонский этап. В результате готеривской и альб-- екой фаз тектогенеза и плутонического магматизма вся Сихотэ-Алинская складчатая система консолидировалась. В дальнейшем она реагирует на продолжающееся горизонтальное давление с юго-востока (соответствующее сеноман-туронскому максимуму спрединга в Тихом океане) как жесткая структура с крупными сколовыми деформациями в виде системы левосторонних сдвигов (Уткин, 1960). Максимальные амплитуды латерального скольжения отмечены по крупным разлома!.!, ранее ограничивающим жесткие блоки (унаследованные грашщы структурно-формационных зон, трансформированным в прямолинейные крутопадающие сдвиги (Арсеньевский, Центральный, Восточный и Береговой). К этим зонам глубинных разломов приурочен и максимум магматической активности. В зоне Центрального Сихотэ-Алинского разлома она проявилась в активизации отдельных гра;штоидных очагов татибинской серии с внедрением приразломкых интрузий гранит-лейкогранитов (шумнинский комплекс] При благоприятных условиях здесь формируются редкометальные руд-ко-магматичесше системы с высокотемпературным оловянным и оло-во-вольфрамовил оруденением. Иной характер сеноман-сантонского магматизма наблюдается на окраине новообразованного континента. Здесь между Прибрежным (Восточным) и Береговым разломами сформировалась линейная система сопряженных со сдвигами раздвигов (Уткин, 1978). Их суммарный растягивающийся эффект привел к образованию окрышно-континентального вулканического прогиба с большеобьемшь..и извержениями недифференцированной кислой магмы ■ платсигкжбрл'^ ов приморской серии - (возраст - туро-сантон, 9С-95 млн. лет). К западу от вулканического прогиба (внешняя зона- вулканического пояса) между Восточным и Центральным разло-

нами,интенсивность тектонических движений была значительно ниже и привела к активизации уже иыещихся структурных элементов -разрывов северо-восточного и северо-западного простирания . Здесь магматизм проявился в форме лриразломных внедрений базальт-андезитовой магмы (синанчинский комплекс) и малых интрузий монцо-диорит-гранодиоритового состава (новогорский комплекс). При активизации последними остаточных очагов дифференцированной грани-тоидной магмой (татибинская серия), преимущественно в поперечных зонах повышенной магмо'проницаемости, наблюдается формирование продуктивных на олово рудно-магматических систем с минерализацией касситерит-силикатно-сульфидной формации.

Маастрихт-датский этап. В результате сеноман-сантснской тек-тоно-магматической деятельности Сихотэ-Алинская складчатая область приобрела еще большую жесткость и в условиях нового импульса горизонтального сжатия отреагировала сводово-глыбовъм деформациями с формированием в осевых зонах и по периферии сводов кальдер и грабенов, выполненных вулканитами среднего (самаргинский комплекс) и кислого (богопольский комплекс) составов. Нередко они формируют непрерывную серию в контурах одних и тех же вулкано-тектонических структур. Ряд грабенов (Павловский, Якутинский, Березовский и др.) наследуют зоны раздвигов между крупными долго-живущими сдвиговыми зонами, подчеркивая гетерогенность (поперечно-блоковое строение фундамента) Сихотэ-Алинской складчатой системы. Грабены и кальдеры этого этапа накладываются на все зоны Сихотэ-Алинского магматического пояса, т.е. на (внутреннюю) вулканическую, плутоническую и переходную (внешнюю), концентрируясь, однако, в пределах внешней зоны ВСАВП.

Завершается этап внедрением интрузий дальнегорского (диорят-гранодиорит-гранит) и якутинского (гранит-порфиры) комплексов. С дальнегорским комплексом связывается промышленная полиметаллическая минерализация в вулканической зоне.

Палеогеновый этап ознаменовался структурной перестройкой и развитием бимодального вулканизма в форме эффузивных и субинтрузивных фаций (кузнецовского, кедровского и колчанского комплексов) и .интрузий Прибрежной серии. Наиболее широко он проявился на севере пояса и тяготеет к разломам его внешней зоны. Эволюция геодинамического режима в погднемеловое-кайнозойское время характеризуется сменой преобладающих левосторонних движений (поздний мел) по субмеридиональным разломам на режим латерального давления со стороны

Японского моря и Татарского пролива, связанного с образованием здесь раздвигов на рубеже палеогена и неогена. Для эффузивных образований характерно развитие контрастных по составу комплексов: кузнецовского, колчанского, кедровского и .др. Формирование вулкано-плутонических интрузий Прибрежной серии наследует с одной стороны структурный план маастрихт-датского очагового вулкг низма (контроль субмеридиональными разломами), с .другой сторонь тяготеет к запад-северо-западным разломам, фиксирующим зоны рас тяяения, параллельные направлению сжатия. Таким образом и вулка :..ггы и интрузии Прибрежной серии образуют в Северно-Сихотэ-Али-

полагающийся параллельно береговой линии меридиональный пояс с концентрацией их в узлах пересечения меридиональных и северо-западных разломов (Тутто-Ботчинская и Средне-Тумнинская цепочки).

Рассмотрим некоторые особенности состава магматических образований различных этапов. В сеноман-сантонский этап формируют ся две .относительно независимые, но закономерно сменяющие .друг .друга, серии магматических образований: I. субвулканическая (субинтрузивная) •- наиболее трещинных интрузий среднего состава и гранитоидов повышенной основности и реже их покровных фаций и 2. вулканическая - платоигнимбритов риолитового состава (приморская серия) (табл. I).

• Субвулканическая серия включает два комплекса: синанчинс-кий - покровов приразломных впадин и трещинных интрузий (экструзий) ряда базальт-андезит-дацит; новогорский - трещинных интрузий монцодиорит-гранодиорит-субщелочно-гранитового состава. Пространственно проявления серии тяготеют к апт-альбекому остаточному прогибу Босточно-структурно-формационной зоны Сихотэ-Алиня.

Синанчинский комплекс объединяет стратифицированные вулканиты сининчинской, иссиминской, больбинской и .других близковоз-растных им свит, а также их интрузивные аналоги - дайки и штоки габбро-диабазов, диорит-порфиров, кварцевых диоритов (дацитов). В целом, именно экструзии и субвулканические интрузии являются преобладающей формой магматизма синанчинского комплекса. Последовательность внедрения пород комплекса обычно соответствует гомодромному ряду базальт-андезит-андезито-дацит, хотя наблюдаются и отклонения. Химические составы и характер распределение микроэлементов здесь и далее для Сихотэ-Алинского пояса не приводятся, т.к. были опубликованы в сводках различными исследова-

1 - 21 -

телями (Вулканические пояса..., 1984; Сахно, 1976; Томе он, 1972; Баскина, 1982; и др.). Новые оригинальные данные получек>1 в последние годы. По химическому составу породы скнанчинского комплекса относятся к умереннс-высокоглиноземистым, известково-щелочной серии с латитовой тенденцией. Характерны несколько повышенные содержания Бг (370-5СС г/т) и Ва (400-460 г/т). Соотношение изотопов ®?8г/ ^Бг = 0.7053-0.7058 свидетельствует о глубинном происхождении магмы синанчинского комплекса. Абсолютный возраст пород составляет 95-90 млн. лет.

Новогорский комплекс объединяет ряд приповерхностных малых интрузий (субинтрузий) преимущественно трещинного и очагового типов, представленных рядом монцодиорит-гранодиорит-субщелочной гранит (риолит). Петрохимически породы представлены рядом от кварцевых диоритов (монцодиоритов) до лейкогранитов высокоглиноземистых, натрово-калиевых, калиево-натровых и калиевых с отчетливо латитовой тенденцией. Характерны повышенные содержания в породах йп (до 8-11 г/т), РЬ , В,г , С1 , а также (500-

900 г/т) и Ба (5С0-8С0 г/т). Отмечается присутствие среди акцессо-риев граната альмандинового ряда и хромистой шпинели (Гладков, 1962; Токсон и др., 1983). Абсолютный возраст пород составляет в среднем 90 млн. лет.

Приморская вулканическая серия представлена болылеобъем-ными игнимбритами риодацитового и риолитового состава. Ими выполнен ряд вулканических депрессий диаметром до 30-50 км, образующий прерывисто-непрерывный вулканический прогиб протяженностью около 4С0 км. Формирование вулканических депрессий и полей платоигнимбригов связывается с ареалькыми извержениями из малоглубинных очагов гранитоидной магмы.

По химическому составу породы серии относятся к высокоглиноземистым, с повышенной щелочностью разностям. В породах отмечаются повышенные содержания Эп, РЬ , 2гг , Ае , Бг (135-235 г/т) и Ва (630 г/т). Соотношение 87Зг/ 6бзг равно 0.7078±3 (Томсон и др., 1983). Абсолютный возраст пород в среднем около 85 млн. лет.

Маастрихт-датский вулканизм (вулкано-плутоническая серия) проявился как самостоятельный кальдерный этап развития магматизма Сихотэ-Алиня, наложенный как на ранее сформированный комплекс пород приморской серии, так и на складчатый фундамент пояса. Структурный план, формы проявления (грабены и кальдеры) и со-

став (риолит-дацит-андезит) масстрихт-датского вулканизма также резко отличны от предшествующего ареального кислого вулканизма.

Маастрихтская группа комплексов представлена двумя типами разрезов: умеренно-кислым (сияновский) и средним (самаргинский). В случае их совмещения формируется антидромный ряд. Оба типа завершаются достаточно самостоятельной интрузивной фазой диорит-гранодиорит-граяитного состава (дальнегорский, баппинский и др. комплексы). Сияновский тип распространен, главным образом, на юге пояса. Он представлен кислыми породами с антидромной эволю-' цией и тенденцией "покисления" с востока на запад. Самаргинский тип наиболее распространен в пределах пояса севернее Бикинской депрессии (басс. р. Самарга, Кюма, Ботчи, Мули и др.). Южнее встречаются в виде единичных стратовуяканов (Оолонцовский),-а также узких грабенов в зоне Центрального разлома. Представлен вулканитами антидромного ряда от андезито-дацитов до андезито-базальтов. Для маастрихтских андезитов можно выделить два подтипа: низкощелочных и высокощелочных (латитов). Первые наиболее характерны для зоны Центрального Сихотэ-Алинского разлома,-вторые - для кальдер вулканического пояса. Характерной особенностью минерального ^состава, помимо стандартных ассоциаций, является присутствие акцессорного граната. Для сияновского типа (дацит) установлены содержания Зг = 250-250 г/т, Ва = 500-610 г/т, для сачаргинского (андезит) - Зг = 50С-650 г/т, Ва = 350-650 г/т, 87 Зг/ 8б3г = 0.7039-0.7061.

Дальнегорский (баппинский) комплекс "гранитоидов" повышенной основности представлен рядом одно- и многофазных интрузий пестрого состава, выраженных монцонитоидностыо. Небольшие (1С-30 км^) интрузии диорит-гранодиорит-гранитов (собственно дальнегорский комплекс), ассоциирующие с вулканитами маастрихтского возраста, наиболее изучены в Дальнегорском и смежных с ним районах (Николаевская, Брусничная, Исаковская, Евлампиевская и др.). Это обычно двухфазные интрузии: первая фаза - габброиды, монцо-диориты, кварцевые диориты; вторая фаза - гранодиориты до био-тит-амфиболовых мелагранитов. Абсолютный возраст пород укладывается в диапазоне 70-60 млн. лет.

Богопольский (левособолевский и др.) комплекс включает преимущественно умеренно-кислые вулканиты и комагматичкые им субвулканические интрузии порфировидных гранитов и адамеллитов. Почти повсеместно породами комплекса выполнены.грабены субширот-

ного и северо-западного простирания и, частично, структуры очагового типа (кальдеры). Покровные образования богопольскей свиты представлеш игнимбритами, псаммитовыми и агломератовыми туфами риолитового и риодацитового составов, тесно ассоциирующихся с субвулканическими интрузиями риолитов и риодацитов. По составу породы богопольского комплекса и его аналогов достаточно уверенно разделяются на две группы: риолитов ( ЗЮ2 = 7Ъ%) и риодацитов-дацитов ( ЗЮ2= 70-65%). Как правило, риолиты являются более ранними фазами комплексов, нередко продолжающими экструзивный ряд риолитов маастрихтского времени.

Породы богопольского комплекса несколько обогащены Бп при умеренных содержаниях Зг = 230-300 г/т, резко повышен Ва -680-1100 г/т (Баскина, 1982); соотношения ^зг/^зг равно 0.7066 Томе он и .др., 1983).

Палеогеновый этап магматизма Восточно-Сихотэ-Алинского пояса наиболее широко проявился на севере в Нижне-Амурском блоке, менее масштабно - в Сюркуысксм и ограниченно - в ьамаргинском и Сльга-Тернейском блоках. Намечается особый характер проявления магматизма этого этапа: в линейных рифтоподобных структурах развиты, главным образом, покровные образования основного состава, в кольцевых - контрастные комплексы. Ассоциация контрастных по составу пород представлена серией, з которой нижний комплекс сложен основными породами (кузнецовская свита), средний -кислыми вулканитами (колчанекая, кедровская и другие свиты). По особенностям состава и геологическому положению можно выделить две генетические группы пород: I. калиевые высокоглиноземистые и известковистые вулканиты - пирокластические и лавовые образования липаритовых игнимбритов (масловский, кедровский комплексы) анатектоидного происхождения с весьма своеобразными петрогеохимическими чертамит главные ■ из которых - низкие содержания Зг , Со, Сг (но высокие РЬ , К/$1а ; 2. натрово-калиевые и натровые субщелочные и щелочные кислые вулканиты (колчанекий комплекс и его экструзивно-интрузивные аналоги), для которых характерны высокие содержания натрия, титана, но низкие иъ , элементов группы железа, и которые можно отнести к производным базальтовых магм.

К этому же этапу относятся вулкано-интрузивные, экструзивно-интрузивные и интрузивные образования, ранее относимые к Прибрежной серии. По данным калийаргонового метода большая ча-

сть интрузий имеет абсолютный возраст 65-30 млн. лет (преобладает 60 млн. лет). Нами эти породы выделяются в ранг прибрежног вулкано-плутонического комплекса. Интрузии прибрежного комплекса наиболее распространены в Северном Сихотэ-Алине, где они фор мируют ряд субмеридиональных цепочек самостоятельных массивов (Средне-Тумнинская цепочка - Тулучинский, Колбинский, Кетавский путинский и др. массивы) или изолированные интрузии по периферии магматогенных поднятий (Ыйский и другие интрузии по периферии Еяполинского магматогенного поднятия).

Среди пород, связанных с кольцевыми структурами, намечается несколько типов экструзивно-интрузивных комплексов (Емелья-ненко, Троян, 1970): I. многофазный сложно-дифференцированный (от габбро до гранофиров и субщелочных гранитов) комплекс -аналог кузнецовского эффузивного комплекса, представлен 1улучин ским и Ыйским массивами; 2. гранодиорит-гранитный (бюленейский тип), соответствующий начальным фазам кислых комплексов контрас ной серии вулканоструктур Нижне-Амкрской и Центрально-Сихотэ-Алинской зон Восточно-Сихотэ-Алинского пояса (Мартынов, 1983; Попов, 1986); 3.• миароловых, гранофировых субщелочных и щелочных гранитов и гранит-порфиров (Колбинский, Санкукский, Ыоховой и .др. массивы). Для последних свойственно либо трех-,либо однофазное строение. В сложных массивах фазы являются гетерогенными с различными соотношениями К/На породообразующих и акцессорных минералов, разным микроэлементным составом и соотношением РЗЭ, что позволяет считать их либо производными дифференциатов базальтовой магмы, либо анатектоидными.

Комплекс миароловых лейкократовых субщелйчных и щелочных гранитов вместе с субщелочными (натровыми) лавами и экструзиями (колчанский комплекс) и натрово-калиевыми экструзиями и лавами (кедровский комплекс) составляет важную особенность бимодального вулканизма Восточно-Сихотэ-Алинского пояса, также как и для всех окраинно-континентальных поясов Востока Азии, на завершающем этапе их развития. Они могут быть отнесены к классу магма-тогенно-рудных систем бимодального вулканизма, рудоноскость которых весьма перспективна. Это золото-серебряное, золотое, серебряно-висмутовое, редкометальное и др. оруденения неизвестных ранее генетических типов (золотое озерно-кальдерно-сульфатар-ное), редкометальное и молибден-ме.цно-порфировое трубок взрыва и др.).

Магматогенные поднятия. В структурах пояса эти поднятия занимают особую позицию.

Выделяется ряд магматогенных поднятий вдоль берега моря: Ва-лентиновское, ОлВгинское, Владимирское, Опричнинское, Тернейское, Бяполинское. Севернее последнего, вплоть до нижнего Амура (Ниж-не-'Амурское магматогенное поднятие), они неизвестны.

Интрузивные образования, слагающие эти поднятия, могут быть объединены в Ьжно-Приморскую береговую серию, в которой с юга на север происходит последовательное сокращение и выпадение из со-состава ранних фаз, соответствующих этапу формирования, больше-объемных игнимбритов приморской и средне-основных эффузивов си-нанчинской свит и омоложение за счет возрастания объемов даний-палеогеновых фаз. Аналогичная особенность свойственна вулканогенному разрезу вулканического пояса: сокращение и выпадение нижних толщ, омоложение и увеличение доли средне-основных пород верхней части.

Южно-Приморская интрузивная серия наиболее полно представлена на юге. Становление интрузий происходило в течение длительного времени (от 100 до 50 млн. лет) (Фаворская М.А., Шипулин Ш.К., Коренбаум С.А., Валуй Г.А. и да.).

К магматогенннм поднятиям могут быть отнесены интрузивные массивы Нижне-Амурской серии габбро-диорит-гранодиорит-гранитно-го ряда, выделенные Э.П.Изохом и др. (1967) в Северном Сихотэ-Алине в пределах Тумнинского и Нижне-Амурского блоков.

Сопоставление с интрузивными сериями Южного Сихотэ-Алиня . показывает, что Нижне-Амурская серия по петрохимическому составу аналогов не имеет, хотя по тектонической позиции диорит-грано-диоритовый комплекс и его эффузивные аналоги - больбинский комплекс - близки новогорскому и синанчинскому комплексам. В ряде случаев о интрузиями новогорского комплекса также связана непромышленная золотоносность.

Абсолютный возраст гранитов Нижне-Амурской серии по Э.П.Изо-ху и др. (1967) не выходит за пределы 105-90 млн. лет.

I.I.2. Южно-Китайский вулканический пояс

Пояс протягивается более чем на 1900 км вдоль юго-восточного побережья Китая от устья Янцзы до нижней границы с Вьетнамом, имея ширину до 2GC-5CÜ км. ^»ундаментом пояса являются структуры

параплатфорыы Лнцзы и .древние комплексы каледонской и герцинс-кок складчатости. Размещение магматических образований вулканического пояса контролируется глубинными разломами северо-восточного направлений: Чэндэ-Наньао (Береговой), Лишуй-Хайфэнский и Шаоу-Хэюаньский, которые разделяют пояс на восточную, центральную и западную латеральную подзоны. Кроме того, пояс делится на Чжэцзянское (северное), !Ууцзянсное и Гуандуне кос звенья, от- . личающиеся характером и активностью магматических процессов, соотношением вулканических и вулкано-плутонических комплексов в составе звеньев. Поперечное деление проходит по линии разломов субширотного (широтных и северо-западных) направлений систем разломов, большая часть которых наследует древние индосинийские и более ранние структурные швы. Так на севере это система разломов северо-заг.адного направления, разделяющая Чжэцзянское звено от Фуцзянского, связана с Цййинской сутурной зоной сочленения Южно-Китайского континентального блока (параплатформа Янцзы) с Центрально-Китайским блоком (Северо-Китайская платформа), У5уц-гянское звено отделено от Гуандунского широтной Наньлинской тектонической системой .древнего заложения (индо-синийского), определяющей направление простирания складчатых комплексов фундамента, изгиб плутонического пояса, северо-восточных разломов и т.д. (исновы тектоники Китая, 1962; Geoiogy of china , 1986). Главными особенностями звеньев являются следующие (рис.1,2 ; табл.1):

- в Чкэцз'янском звене широко развиты покровные эффузивно-г.ирокластические образования; вулканэ-плутонмческие известны край' не редко, главным образом, в составе очаговых структур,

- в Фуцзянском звене широко проявлены как эффузивно-пирок-ластические, так и вулкано-плутонические образования,

- в Гуандукском, главным образом, проявлены вулкано-плуто-кические; эффузивко-пирокластические, в основном, развиты в при-разломкых депрессиях.

Глубинное строение коры определяет и характер структурной зональности пояса. В разных подзонах проходит ступенчатое изменение мощности коры: сокращение "гранитного" слоя и коры в восточной части и его увеличение в западной с 34 до 42 км. Блоковый характер глубинной структуры коры подчеркивается изменением мощности коры в пределах широтных разломов, подъемом поверхности ivloxo, сочетанием гравитационных минимумов и максимумов. Зоны разломов являются активными и в настоящее время ( Goolo^y of

СЬгпа , 1966 и др.).

Намечается определенная пространственно-временная закономерность в развитии и эволюции магматизма (вулкано-плутони-ческих и эффузивно-пирокластических) в пределах пояса:

1. начальный этап - формирование средне-основных комплексов вдоль разломов, в приразломных депрессиях, главным образом, в западной полосе пояса (разлом Сыхой-Учуаньский);

2. этап извержения болъшеобъемной пирокластики - пироклас-тических потоков и игнимбритов больших объемов, глав'ным образом, в восточной подзоне, восточнее Лишуй-Хайфэнского разлома;

3. этап развития очагового вулканизма, форгафование кальдер' кислого-средне-кислого и основного состава. Завершается этап образованием вулкано-плутонических комплексов, наиболее широко развитых в Гуандунском и ¿уцзянском звеньях пояса. Вдоль разломов размещаются цепочки интрузивных массивов: береговая -вдоль зоны разломов Чэнлэ-Наньао и центральная - вдоль Лишуй-Хайфэнского, а также интрузивные массивы вдоль поднятия Уи;

4. этап развития бимодального вулканизма - кальдерные и кольцевые комплексы, экструзии и массивы миароловых и гранофи-ровых гранитов, связанных с самыми поздними яньшанскими и гималайскими движениями. Приурочены к разломным зонам, разделяющим блоки.

Таким образом, основная полоса кислых вулканитов, составляющих 90^ объема пород пояса, развита, главным образом, в восточной подзоне, где они слагают мощную толщу, в основании которой отмечаются средние и основные покровы, налегающие на угленосные образования и вулканогенные конгломераты предоположи-тельно ранней и средней юры. Верхняя часть пирокластических образований представлена свитой ¡.1оши-шань(Восточный Чжэцзян, Восточный Цзянси) и доулинанскок серией (¿уцзян). В западном Чжэц-зяне нижняя часть пирокластической толщи представлена андезитами и андезито-базальтами.

Полоса пирокластических пород и игнимбритов кислого состава занимает прибрежную часть, расширяясь в Чжэцзянсксм звене, сужаясь в Фуцзянском и Гуандунском, где они занимают положение между береговым поясом батолитоподобнкх гранитоицных интрузий и западной частью пояса, представленной более поздними образованиями очагового вулканизма или массивами гранитоидов плутонического пояса (Гуан.дун). Максимальные мощности пирокластических покровов различными исследователями оцениваются в широких пре-

делах от 3500 и до 9000 м (Сюй Чжиган, I98b; Объяснительная за писка к геологическому атласу Китая, 1982).

Стадия развития очагового магматизма проявилась широко. Космические снимки, сделанные со спутников "Ландсат", позволили оценить масштабность очагового вулканизма и наметить общий структурный контроль размещения их центров. Они представлены ран-не-позднемеловыми комплексами вулканитов и пирокластов средне-основного и кислого составов и приурочены к поперечным разломам северо-западного простирания, в пределах которых располагаются линейно и тяготеют к западному борту пояса. Интрузивные образования вулкано-пирокластических комплексов широко развиты при формировании и развитии очаговых структур, слагают весьма пестрый спектр интрузий различных фаций глубинности - субвулканические, экструзивные трубки взрыва и т.д., и отличаются широкими вариациями по щелочности. Химический и минеральный состав показывает, что они относятся по петрохимическим характеристикам к известково-щелочным породам, но в основных разностях появляется шошонитовая тенденция, а интрузивные аналоги представлены монцонитовыми ассоциациями.

По петрохимическому составу порода вулканических зон Восточно-Китайского пояса отличаются, главным образом, уровнем содержания щелочей и соотношением K/iía, в меньшей степени железис-тостью, глиноземистостью и известковистостью, что отражается составом нормативных минеральных ассоциаций. Но сопоставление отдельных частей Гуандунской, ёуцзянской и Чжэцзянской зон выявляет определенную закономерность. Чжэцзянская зона более ыа-фична и более "натровая", Гуандунская - более кислая и более калиевая. Намечается сложная петрохимическая зональность, повторяющаяся для Чжэцзянской и Гуандунской зон: для Чжэцзянской характерна повышенная натровость западной и восточной подзон, а центральная - более калиевая; для Гуандунской - центральная более натровая, а западная и восточная.- более калиевые. Все породы пояса, за редким исключением, являются корунд-нормативными, но наиболее высоким содержанием глинозема отличается Гуан-дунское звено. В целом для пояса характерны колебания соотношений ^O/ÍTagO от 1.14 до 2.62. Вместе с повышением содержания калия отмечается общая тенденция увеличения содержания Rb , Sr, Ва, и P33,La/rb(Qi efe al> 1986).

Вулкано-плутонические комплексы. Эти комплексы имеют структурные к генетические связи с вулканическими образованиями рио-

лит-дацитового состава очагового этапа вулканизма. Они представлены многофазными массивами с внедрением фаз в следующем порядке : диорит-монцодиорит-монцогранит-биотитовый гранит-гранит-псрфир. Они слагают вместе с вулканитами либо кальдерные комплексы, либо образуют самостоятельные цепочки, такие как Береговой пояс восточного Гуандуня и йуцзяна. Практически отсутствуют подобные массивы в Чжэцзянской зоне. Часть из них может быть отнесена к формированиям магматогенных поднятий, соответствующих периоду вулканизма и эксплозиям вулканического пояса (Гуандунский пояс), другая - завершает развитие вулканострук-тур, широко проявленных в этап развития очагового вулканизма.

Большая часть массивов сложена гранитоидами, которые по ряду признаков отнесены китайскими петрологами к гранитоидам I типа ( Qi st al., 1986; и др.). К этому же типу гранитов относят и другую группу приразломных интрузивных комплексов, не имеющих явно выраженной связи с покровом .вулканитов, но приуроченных к разрывным структурам, где известны эксплозивные брекчиевые трубки взрыва и взрывные воронки с рудной минерализацией порфирового типа (Sn, Vj , Mo, Си и др.). Это так называемые гранитоиды "переходного типа" ( ¿hen and Liu , 1967). Они являются более древними (ранне-средне-яньшаньскими)и относятся к производным андезитовых вулканических комплексов внутриконтинентальных поясов, развитых во внутренних районах Китая вдоль зоны разлома Таньлу и Цинлинской вулканической зоны. Встречаются они и в окраинном поясе (в западном его крыле) - в зоне разлома Шаосин-Цзяньшань (Шаой-Хэюаньский) и Сыньфэн-Эпинском (юго-восточная часть провинции Цзянси).

Вулкано-плутснические комплексы береговой полосы Суцзян-ской зоны (массивь Гушань, Кайци, остров ¿1атцу) являются типичными представителями'этой группы магматических пород. Это многофазные массивы, сложенные габброидами, диоритами, гранитами, сопровождаемые дайками основного и среднего состава, которые прорывают более ранние вулканогенные образования. Средне-основные фазы развиты весьма ограничено. Возраст комплекса определен рубидий-стронциеЕш методом в интервале 94109 млн. лет.

Все породы гранитоидного комплекса относятся к известко-во-щелочному типу, пересыщенные глиноземом (корукд-норматив-ные) с соотношением KgO/lfagO, K/Rb и Hb /зг , варьирующем в широких пределах.' Эти особенности аналогичны таковым вул-

канитам пояса.

В сравнении с другими регионами обращает на себя внимание низкая концентрация стронция и в. целом высокое отношение К^ЯЬ , но при более высоком соотношении изотопов стронция (^зг/^вг =0.70676-0,70691), НЬ/Бг отношение (1.0-82.7), коррелирущееся ■ с повышением Ь^О и снижением СаО к поздним дифференциатам.

Магматизм.позднеяншаньской тектоно.-магматической активизации, которая связывается с началом быстрого спрединга в Тихом океане в период 100-85 млн. лет, проявился формированием магматических расплавов различного генезиса: анатектоидных - в ранний этап и палигенных - в поздний. В последних роль корового анатексиса и влияние глубинных расплавов подтверждается анализом геохимических данных, особенно РЗЭ, а также изотопией. В составе, кальдерных комплексов присутствуют основные расплавы, в различной степени контаминированные ксровым веществом.

Этап бимодального вулканизма соответствует началу смены напряжений, созданных в результате сосдвиговой дислокации, на противоположное и активизации глубинных разломов. Вдоль них формируются очаговые структуры контрастных серий (базальт-липа- , ритовые, трахибазальт-трахилипаритовые и .др.), а также небольшие кольцевые структуры и небольшие, массивы гранитоидов, выделяемых как граниты А-типа ( од et а1. , 1986). Особенно они развиты вдоль разлома Чэклэ-Наньао в Шуцзянской и Чжэцзанской • зонах, относятся к высококремнеземистым гранитам ( ЗЮ2 =7Е$), высокощелочным (На^О+^^Б.б^), низкоглиноземистым лейкократо-выы гранитоидам с высоким содержанием флюидов (миароловые граниты) с флюоритом. Среди них выделяются калиевые и натровые разности. Последние могут быть отнесены к щелочным гранитоидам. Возраст ПЬ-8Ь млн. лет. Петрохимической особенностью является их высокая лейкократовоеть, низкие содержания мафических элементов ( Н1, Со, Сг и т.д.), высокая деплетированность европия, низкое Ъа/УЬ отношение и равное 0.7037-0.7088 или

выше.

1.2. Внутриконтинентальные вулканические пояса и зоны •

К этой категории относится многочисленная группа вулканических поясов, расположенных в континентальной части Востока Азии, в пределах или по окраине крупных геоблоков или плит, имеющих индивидуальные черты развития и эволюции (Красный,1964;

Шульдинер и др., 1587). В составе таких геоблоков, как правило, присутствуют древние кристаллические массивы, которые обрамляются разновозрастными складчатыми поясами. Древние кристаллические массивы и геоблоки в различной степени переработаны более поздней складчатостью, в той или иной степени "гранитизиро-ваны". Тектоно-магматическая активизация, охватившая эти блоки, на позднемезозойском этапе выразилась в заложении разломов северо-восточного направления (большая часть из которых является рифтообразувдими) и активным магматизмом вдоль них. Кроме того, были активизированы межблоковые разломы. В связи с этом можно выделить среди внутриконтинентальных транзитные вулканические пояса, связанные с трансблоковыми глубинными разломами, к которым приурочены весьма протяженные пояса и отдельные зоны. К ним относится система вулканических поясов, пересекавшая Амурский геоблок, Центрально-Китайский (Сино-Корейский щит).

Следующей категорией внутриконтинентальных вулканических поясов являются пояса пограничные (сутурных швов). К ним относятся (с севера на юг): Огоджинско-Умлеканский, Иншань-Яншань-ский, Циклиньский и Нижней Янцзы субширотного направлений, связанные с системами глубинных швов, разделяющих крупные геоблоки. К этой же категории относятся пояса Большого Хингана, контролируемые разломами, ограничивающими Аргунский и Амурский 'геоблоки (рис. 1,2).

1.2.1. Транзитные вулканические пояса

Наиболее представительным из них является пояс, который сформировался вдоль системы разломов, начинающийся у восточного края Буреинского массива, а возможно и еще севернее, у побережья Охотского моря, и далее протягивающийся через весь Се-веро-Китайский блок (северо-восточный выступ Китайской платформы, по А.М.Смирнову).

Южнее эта разломная система объединяет серию параллельных разломов под названием Таньлу (Илань-Мишаньский, Муданьцзянс-кий, Дуньхуа и .др.), а еще южнее переходит в серию параллельных разломов, пересекающих Сино-Корейский щит, параплатформу Янцзы и уходящих в Северный Вьетнам. Эта система разломов трассируется системой грабенов и рифтов, выполненных угленосными осадками и вулканогенными образованиями.

- 32 -

К этому типу вулканических структур относятся пояса и зоны восточной части Буреинского массива : Баджальская, Эзопская , Ям-Алинская, Быссинская, Селитканская; вулканические зоны Севе ро-Восточного Китая (Хэганская, Наданьхада-Бикинская и др.'-Се-веро-Китайского блока); вулканические зоны Сино-Корейского щита - Шандунская; вулканические зоны параплатформы Янцзы: Дэ-синская (зона на пересечении разлома Таньлу и Динлинской систе мы), Цзызи-Гуафэнская.

Вулканический пояс не является единой непрерывной структурой, а состоит из отдельных зон и его отрезков, контролируемы? общим направлением трансблоковой разломной системы Таньлу и разломами северного и южного его продолжений. Общая длина системы вулканических зон и грабенов более 1000 км. В геофизических полях она характеризуется сокращением мощности коры, подт емом поверхности Мохо и "базальтового" слоя. Грабены и рифты, развитые в пределах древних массивов, активны и в настоящее время (разлом Таньлу, центральная его часть). Для них характерен средне-основной и, в меньшей степени, средне-кислый вулканизм.

Иной тип вулканизма проявлен при пересечении разломами зонь сочленения активизированной окраины жесткой структуры и ее складчатого обрамления, в которых обычно фиксируется скучивану и надвигообразование (Шандунская, Баджальская и др. зоны). Эти зоны характеризуются определенной спецификой глубинного строения - увеличением мощности коры и особенно "гранитного" слоя, глубинным разуплотнением и проявлением мощного кислого магматизма, с развитием вулкано-плутонических комплексов ильменито-вой серии (граниты типа - Б), своим петрохимическим и рудным профилем.

Следует подчеркнуть некоторые общие закономерности, свойст-веннные вулканическим зонам этого типа. Ареалы кислого вулканизма приурочены к крупным сводовым поднятиям, которые сопровождаются резким увеличением мощности коры и литосферы, и корневыми зонами разуплотнения, что приводит к дефициту масс по отношению к окружающим районам (Рейнлиб, Романовский, 1975; Лишневский, 1965; хи еъ а1., 1987 и др.). В качестве примеров могут быть вулканические зоны районов стыка северо-восточной части Буреинского массива и мезозойской складчатой области Сихотэ-Алиня (Баджальская, Эзопская и др.), пересекаемые разломами - Хинганским, Куканским, Тастахским и др.; Зпадано-

Шандунская и другие Цзинанского поднятия Хэбэй-Шандунского блока Сино-Корейской платформы и Хуананская область каледонской складчатости, пересекаемые системой разломов Таньлу. В зоне стыка жестких структур и обрамляющих их складчатых комплексов отмечается мощная зона скучивания Ссубдукции" типа А), поднятия и покровы (Дабешанский, Цзинанский и др.) и увеличение мощности коры. В тыловой часта таких структур (зон) сжатия в жестких блоках на разломах образуются линейные депрессии, располагающиеся как параллельно разломной зоне, так и- поперек ее (Тырминс-кая, Гуджальская Буреинского массива; прогибы Нижней Янцзы па-раплатформы Янцзы и др.). Это зоны средне-основного вулканизма.

Необходимо отметить, что в пределах Буреинского массива и его непосредственного обрамления в вулканических зонах выдерживается единый петрогеохимический и рудный профиль. В зонах, удаленных от края массива,"в складчатых структурах обрамления с мио- . геосинклинальным рядом геологических формаций (Сихотэ-Алинская складчатая область) петрогеохимический и рудный профиль магматических проявлений меняется. Появляются, наряду с общими чертами, повышенная щелочность (калиевость), магнезиальность, повышенная бороносность как в магматическом, так и рудном процессах (турмалиновые граниты и бороносные рудные ассоциации).

Следует также кратко остановиться на характере магматизма и рудоносности вулканических зон линейного типа, одна ветвь которых развита на древнем кристаллическом , а другая - на эвгеосин-клинальном основании. Наиболее показательной является Селиткан-ская зона, юго-западная часть которой заложена на активизированной окраине Буреинского массива, а северо-восточная - на складчатых комплексах Монголо-Охотской области. В северо-восточной части ориентировка зоны подчиняется направлению северо.-восточных разломов, свойственных Восточно-Азиатской системе разломов. По Ккно-Тукурингрской разломной структуре можно провести северную границу распространения магматизма баджальского типа восточного обрамления Буреинского массива (высокоглиноземистого, кали-ево-известковистого и низкощелочного) (Вулканические ..., 1984; Сахно, 1976; Сухов, 1975 и др.).

Минеральные ассоциации еще более четко отражают специфику пород различных вулканических ареалов. Минеральные парагенеэисы баджальского типа отличает: безмагнетитовый, гранит-ортит-ильме-нитовый (высокоосновный плагиоклаз-ильменитовый) состав с железистыми пироксенами и слюдами. Эти особенности присущи всем вул-

кано-интрузивным ареалам "зоны обрамления", за исключением Се-литканского. Вулканиты баджальского типа отличает повышенный фон содержаний 8п,Ае,си, а для ранних андезитовых лав также N1,4,Со и аномально высокий Сг . Высокая хромистость андезитовых лав является индикаторной для внутриконтинентальных вулканических зон. Черты преемственности по высокой фемафильности обычно сохраняются и в последующих кремнекислых вулканических сериях.

Как пример контрастных режимов можно привести сопоставление петрогеохимических, минералогических особенностей тонумских гр нитов Се.литканской зоны, с сопутствующим окислительным режимом и исключительно молибденовой минерализацией, и магматических комплексов Ям-Алиня, Баджала, Отуна с восстановительным режимом и ведущей ролью оловянного оруденения (Вулканические ...,

развития сдвигов системы Таньлу, можно разделить на два типа. Первые - это линейные приразломные впадины, главным образом, средне-основного вулканизма; вторые - ареалы кислого вулканизма. Первые широко развиты в Амурском геоблоке и представлены линейными зонами угленосных бассейнов в начальной фазе развитш и приуроченных к бортам впадин вулканических зон средне-основного и меньше - средне-кислого состава. Активность вулканических процессов возрастает с приближением к краю жестких массивов, где объем вулканических пород постепенн'5 увеличивается и они фациально замещают угленосные и осадочно-угленосные образования. Более верхние горизонты разреза вулканогенных пород пред ставлены средне-кислыми и кислыми образованиями, завершающими магматизм внутриконтинентальных поясов.

К первому типу относятся вулканические зоны - Тырмо-Гуджаль-ская, Быссинская, Хэганская и другие Среднего Приамурья.

Намечается определенная тенденция: в линейных зонах, выражен ных приразломными депрессиями, нижнюю основную часть разреза составляют андезито-базальты с толеитовой тенденцией, а верхняя - представлена маломощной андезитовой и андезито-дацитовой толщей со значительной долей пирокластики. Вулкано-плутоничес-кие комплексы развиты ограниченно: это мелкие тела габбро-диоритового состава. Намечается общий петрохимический фон: для нижней части разреза - толеитовый тип ассоциаций (базальт-анде-

1984).

[ческие зоны, находящиеся внутри геоблоков в пределах

зито-базальтовый состав с присутствием кислых фаз и бимодальным характером распределения лав, Тырминская структура, впадина Цзыси и др.); для верхней - андезитовый известково-щелочной тип ассоциаций с латитовой тенденцией (Гуджальская, Хэганская и др. структуры).

Интрузивные и субвулканические образования этой серии представлены многофазными трещинными телами габбро-монцонит-монцо-гранодиоритовой ассоциации, развитыми вдоль бортов впадин и депрессий (монцонитоиды Гуджальской, Хэганской, Шуаньшанской и др. структур) (Вулканические ..., 1984; Сахно, 1976 и др.)., соответствующие уровню формирования амутских андезитов и селит-канских интрузий и их аналогов окраины Буреинского, Ханкайско-го массивов Северо-Восточного выступа Амурского геоблока.

В Южно-Китайском геоблоке к категории внутриконтинентальных относится группа мелких зон (Цзысинкая, Дэсинская и др.), приуроченных к разломной системе Таньлу, основными особенностями которых являются интрузивно-экструзивные формы проявления и .Трубки взрыва, сохраняющиеся в виде эксплозивны* брекчий на древйих поднятиях (Уи, Хуайюшань и др.). Эта группа вулкано-плутонических комплексов имеет большое металлогеническое значение, "Чак как с ними связаны многие месторождения порфирового •Тип^ Си(Мо), Аи, РЬ-ап(Ав), У/, Эп) - Янчулинское, Дэсин-сксге и'др. Магматические тела здесь, как правило, небольшого размера,, малоглубинные, содержащие большое количество флюидаль-_ной фазы. Интрузии верхней части переходят в эксплозии (эксплозивные .брекчии), которые являются благоприятными рудоносными структурами,, Гракитоидные массивы, представляющие собой субвулканические тела и криптовулканы с глубиной становления не глубже 2 км, связаны с более глубинными зонами генерации магмы среднего состава (андезитового) при активном воздействии под-коровьк расплавов и флюидов.

Изучение изотопного состава кислорода, стронция и распределения редкоземельных элементов показывает, что роль мантийного источника была значительной, но процессы контаминации корового материала, а также дифференциации в промежуточных очагах имели существенное значение в эволюции магм гранитоидного состава. Возрастной диапазон формирования этих гранитоидов весьма растянут во времени (193-81 млн.лет). Это многофазные диорит-грано-диорит-монцогранитные интрузии известково-щелочной серии, кото-

рые по ряду признаков исследователи относят к гранитоидам типа - ^Г или магнетитовой серии (1з1йЬага et а1. ( 1985; ф.,193 Раняя фаза, как правило, представлена более основными породами - кварцевыми диоритами или диоритами. Более поздние внедре ния - гранодиориты, гранодиорит-порфиры и монцогранит-порфиры

Гранитоиды продуцируют широкий спектр порфировой минерализации, имеющей промышленные масштабы: медные, медно-молибдено вые, полиметаллические и др. Магматические образования, с которыми связаны эти типы минерализации, в целом характеризуйте близким составом. Однако намечаются вариации по щелочности, соотношению На/К и особенно степени окисленности.

С диоритами и гранодиоритами натрового типа связаны медно-порфировые рудопроявления, (Си,Ыо,Аи) и по мере увеличения кис лотности и калиевости снижается их степень окисленности, а пр' филь рудоносности меняется на порфировый, вольфрамовый (с молибденом) и вольфрамовый и касситерит-кварцевый.

Наиболее показательным примером подобной зависимости соста ва пород, степени окисленности и типов минерализации являются гранитоидные массивы Юго-Восточного Китая провинции Цзянси: Тунчин, Юньнинь, Юньшань, Янчулин, Сигуаншань, в пределах которых размещены крупные месторождения порфирового типа (Си,ыо РЬ,2п,Аи и др.), а также олово-вольфрамовые и вольфрамовые месторождения, имещие большое промышленное значение.

1.2.2, Пограничные вулканические пояса

К этой категории относятся линейные депрессионные прогибы и грабены, а также связанные с ними кольцевые структуры (депрессионные, интрузивно-купольные и т.д.), направление и разме щение которых контролируется протяженными глубинными разломам: и сутурными швами, проходящими в зоне стыка крупных геоблоков и разделяющих их складчатых областей (рис. 1,2).

Это широтный Огоджинско-Умлеканский пояс, контролируемый Северо- и Йкно-Тукурингрским разломами, проходящими по стыку северной части Буреинского массива и Монголо-Охотской складча той области; Иньшань-Яньшаньский пояс, связанный с системой широтных разломов, разделяющих северный блок Китайской платфо. мы и Сино-Корейский щит; Цинлинский пояс вдоль Цинлинского су турного шва между Сино-Корейским щитом и параплатформой Янцзы и т.д.

Вулканические зоны Большого Хингана также могут быть отнесены к пограничным поясам. Западная часть трассируется (Даэрбу-ганский и др.) разломами, проходящими между Аргунским и Амурским геоблоками. Восточные зоны, заложенные вдоль Цзэцзи-Гуаныпанского разлома, подчиняются северо-восточному общетихоокеанскому направлению разломной системы, с которой связаны внутриконтинентальные транзитные пояса юга Дальнего Востока.

Глубинные разломы'сутурных швов, контролирующие вулканические пояса и зоны, представляют собой долгоживущие структуры, возникшие в результате индо-синийской (т^-^) коллизий геоблоков и активизированные в позднем мезозое встречными движениями, Евроазиатского "спаянного" континента и Тихоокеанской плиты. Это привело к движению отдельных блоков с частичным их вращением, активизации разломов и магматизму. Эти особенности отражаются характером глубинного строения: изменением мощности коры и астеносферы и их рельефа вдоль сутурных швов. Направление сутурных зон подчеркивается конформным характером изолиний мощностей, их резким уступом, сочетанием положительных и отрицательных гравитационных аномалий.

Фундаментом, на котором заложены пояса, являются блоки окраинных частей платформы и массивов и межблоковые области палеозойской складчатости (Монголо-Охотская, Цзяньнанская, Гиринская и др.), а также структуры более ранней активизации платформы. В связи с различной подвижностью блоков намечаются отдельные зоны и пояса с доминирующим развитием эффузивно-пирокластических и интрузивно-экструзивных форм проявления вулканизма.

Огоджинско-Умлеканский вулканический пояс. Пояс протягивается по северной границе Вуреинского массива вдоль системы глубинных разломов, заложенных на отдельных блоках - Мамынском, Туран-ском, а также структурах Монголо-Охотской складчатой . области. Пояс состоит из отдельных зон, имеющих различные морфологию, строение и возраст (Сухов, 1975; Сахно, 1976; Вулканические ..., 1984; Бондаренко , .1980 и-др.).

Краткие сведения по вулканическим зонам Огоджинско-Умлекан-скому поясу с использованием опубликованных данных по структурной позиции, петрохимии магматических образований и металло-генической специализации (Сухов, 1976; Моисеенко и др., 1971; Усенко, Чеботарев, 1973; Вулканические ..., 1984 и др.) позволяют наметить общий структурный план развития пояса на различных его участках, а также проследить эволюцию во времени. -

Для начальных этапов свойственны рифтогенные прогибы, особенно для восточного отреза пояса. В западных зонах (Гонжинск£ и Октябрьская) основными структурными элементами являются кал! цевые структуры различного класса и размеров (Кулаков, 1981 и др.) и, в меньшей степени, линейные. Во времени намечается эвс люция как структур, так и магматических комплексов. ..

Линейные рифтоподобные прогибы свойственны начальным фазам развития вулканизма и сопровождаются формированием андеэитово^ формации с редкими субвулканическими интрузиями габбро-диорит-гранодиоритового состава в раннем мелу (125—110 млн.лет), сменяются структурами центрального типа (кальдерными, интрузивно-купольными и др.) и андезит-липаритовой и липарит-гранитной ассоциациями альбского и сеноман-туронского возраста (100-90 млн.лет). Возрастает объем вулкано-интрузивных и интрузивных фаций, меняется профиль оруденения с золоторудного на олово-молибденовое и редкометальное с флюоритом (Моисеенко и др., 1978; Сухов, 1976; Сахно, 1982; Щеглов и др., 1982; Вулканические ..., 1984).

В западных зонах Гонжинской, Октябрьской и др. основным стр ктурным элементом являются кольцевые структуры и, в меньшей степени, линейные. Ранние фазы представлены штоками и трещинными массивами верхне-амурского комплекса (габбро, габбро-диориты, диориты, монцониты, гранодиориты, граниты) с натровой и натрово-калиевой (для гранитов) спецификой и вусокоглиноземис-тостью.

Средняя фаза, представленная андезито-базальтами, андезитами, дацитами и субвулканическим комплексом диорит-гранодиори-тового состава (талданский, талдано-буреинский, комплексы пред положительно апт-альбского возраста ?), развита ограничено в депрессиях и кальдерных просадках (Гонжинская зона) или в линейных прогибах (Зейско-Депская,Октябрьская) и характеризуется натровым и высокоглиноземистым составом вулканических и интрузивных ассоциаций.

К поздним образованиям могут быть отнесены, главным образом экструзивно-интрузиЕные фации, представленные купольными, дай-ковыми и трегцинными телами гранит-порфиров, липарит-порфиров, фельзитами и другими породами лейкократового состава, которые отличаются высокой кремнекислотностью и калиевой спецификой и, возможно, .сопоставимы с обманийским комплексом восточных райо-

нов. Регионально эта фаза ограничена в своем развитии (Гонжинс- -кая, Октябрьская, Эзопская зоны). В магматическом отношении с этой фазой сопряжена оловянная минерализация.

Таким образом, в пределах: северной части Буреинского массива магматизм мезозойского этапа активизации проявился либо в форме линейных рифтогенных прогибов, свойственных восточному отрезку пояса (Селемджинская зона), а также отдельным отрезкам западного фланга (Зейско-Депская зона), либо в форме крупных сводовых поднятий и кольцевых структур, осложненных линейными и кольцевыми депрессиями (Гонжинская, Октябрьская зоны).

В западных зонах начальные фазы магматизма проявились формированием большеобъемных гипабиссальных интрузий диорит-гранодиориговых ассоциаций и гранодиорит-гранитных ассоциаций ■ в пределах Гонжинского и Мамынского выступов кристаллического фундамента Буреинского массива, соответствующих по времени формирования андезит-базальтовых и андезитовых покровов в линейных рифтогенных прогибах разломной системы Таньлу.

В восточных зонах пояса в большей степени проявлена средняя фаза магматизма формированием средне-основных покровов (берриас-альб), а вдоль обрамления восточной окраины Буреинского массива складчатого обрамления (зона пересечения системы разломов 1кно-2укуриш%кого и Тастахского) - гранитоиды (эзоп-ский комплекс Эзопской зоны). Поздняя фаза магматизма - трещинные и экструзивно-купольные структуры центрального типа в отдельных зонах проявлены ограничено (Гонжинская, Эзопская зоны) . Для пояса в целом характерен и петрохимический тип магматизма: высокоглиноземистый, существенно натровый с отношением Ма /К =1; появление габбро-монцонитоидных и монцо-гранитных комплексов в западных зонах; и только трещинные тела заключительных фаз, представленные лейкократовыми гранит-порфирами, могут быть отнесены к существенно калиевым разностям.

Характерен геохимический профиль ассоциации магматических пород: высокое соотношение Нз., Со,Сг ,А§ ,РЬ , 2п отмечается в средне-основных породах, а в лейкократовых - повышенные концентрации олова и фтора.

По южной окраине Амурского геоблока развит Иньшань-Яншань-ский субширотный пояс. По структурной позиции, составу и эволюции магматизм во многом близок к структурам Ого.джинско-Умлекан-ского пояса. Детальная характеристика дана в работе "Тихоокеанская окраина Азии. .Магматизм" (Сахно и др., 1991), и поэтому

здесь не рассматривается.

Цинлинский вулканический пояс занимает широкую полосу вдоль структурного Ценлинского шва - зоны сочленения Северо-Ки-тайского щита и платформы Янцзы (зоны столкновения Сюго-Масине и Шаньян-Тучэн; Уз&в , 1984), разломов Фэнчжэнского и Чанцзян-ского зоны .дробления (Вэнью и др., 1983) (рис. 2).

Большая часть западного фланга представлена впадинами, частично угленосными, а также яньшанск^ми гранитои.дами, развитыми в приразломных поднятиях к югу от поднятия Дабашань. Восточнее сбросовой глыбы Тайхан пояс, в пределах древнего прогиба Нижней Янцзы, представлен рифтогенными впадинами, конфигурация которых определяется глубинными разломами субширотного"и северо-восточного направлений.

Детальные работы проведенные в последнее десятилетие позволили получить новые данные о строении структур пояса и магматизме ( 1зМ1тга et а1. , 1985; et а1. , 1986 и др.). Здесь развита депрессия Ниньу, заложенная вдоль серии разломов. Магматические породы представлены андезитами, андезито-базальтами и трахиандезитами (возраст 125-127 млн. лет), мелкими телами от габбро до гранитов и гранофиров (возраст 120-121 млн. лет). Кальдерный комплекс представлен фонолитовыми туфами и некками (104-91 млн. лет).

По химическому составу все ранние возрастные группы могут быть отнесены к известково-щелочной и шошонит-латитовой серии, а поздние - к щелочным фонолитоаым базальтам. Для известково-щелочных' .пород характерны высокие отношения изотопов стронция (8Ъг/8%г = 0.7060-0.7078), а для щелочных базальтов - 0.7047.

Со структурами центрального типа связаны стратиформные и жильные месторождения меди, свинца, цинка, а также магнетитовые скарны (тип Янцы и Даян).

В зоне рифтов, вдоль бортов известны трещинные тела грани-тоидов (тип А) с возрастом 100-6С млн. лет.

Западнее, вдоль широтного шва, развиты вулкано-тектоничес-кие депрессии, которые выполнены раннёмеловыми осадочными и вулканогенными комплексами базальт-андезит-липаритового ряда и ассоциирующими с ними вулкано-интрузивными массивами диоритов, кварцевых сиенитов и монцонитов (депрессия Даэ).

Породы этого пояса отличаются повышенной щелочностью, высоким содержанием Бг , Ва, Сг , Кх , повышенными концентрациями Ыо,2п , Си и др. элементов рудного профиля, а также фтором и

хлором. Отмечается высокая степень окисленности, низкое Kb/Sr отношение ( Shu , 1984).

С вулкано-интрузивными массивами связаны месторождения

Си, Mo,v/ ,ръ ,2п , большая часть из которых относится к порфировому типу (Mo, Си , W и др.). Среди магматических образований выделяются три возрастные группы: раннеяньшанские '■ (170-140 млн. лет), с которыми связаны Си, Fe, Mo и W месторождения; среднеяньшанские, пересыщенные глиноземом гранитоиды (120-140 млн. лет) и позднеяньшанские кальдерные комплексы (120-90 млн. лет) с обширной рудной минерализацией - Mo, w , Си, Ag, Zn, Аи и др. (молибденовый пояс Цинлина). ;

2. Этапы и циклы континентального вулканизма Востока

Азии

Основой для сопоставления вулканизма Дальнего Востока и районов Северо-Востока России служат обобщения по стратиграфии Е.Л.Лебедева, работы В.Ф.Белого, Н.И.Филатовой, В.А.Вахрамее-ва, А.Г.Аблаева, В.А.Красилова и .др., многочисленные исследования геологов Территориальных геологических управлений (С.И.Не-волиной, Г.А.Тереховой и многих .других, а также новые данные по стратиграфии континентальных образований Северо-Востока и прибрежных районов Китая ( Chen , 1993; Gu , 1983; Ding at al., 1989 и др.), которые позволили основную часть разрезов, относимых ранее к юре, меловыми (Кирилова, 1993; проект № 350 'и др.).

Использованы многочисленные данные определения абсолютного возраста, главным образом, калий-аргоновым, опубликованные ■ в как в совётской, так и в зарубежной литературе (Загрузина, 1977; Ненашев, 1965; Фирсов, I960, 1967; ¡»кхайлов, Грачева, 1987; Сидоров и.др., 1970, 1989; Бондаренко, 1980; Geology , 1986; 'fao et al,,1988; Ishihara et al. , 1985; Guo et al., 1984 и др.).

Это дало возможность провести сопоставление позднемезоэой-ских вулканогенных и интрузивных образований континентальной окраины Востока Азии, выделить основные этапы проявления магматизма как для отдельных отрезков вулканических поясов, так и в целом для всего региона (табл. 1,2).

2Л. Для окраинных континентальных поясов намечается определенная этапносгь формирования.

- 42 -

Прогибы и рифтогенные впадины, развитые вдоль глубинных разломов, выполнены в большинстве континентальными молассовым образованиями, представляют собой предвулканогенный этап вулканического пояса. В большинстве случаев эти .породы соответст вуют формациям Di-Wa структур, развитие которых характерно для континентальных частей на мезозойском этапе активизации и как правило, предшествовали вулканизму (Сахно, 1963; 1976; Chon-Guo Da , 1981; Gu , 1980; Cben Peiji , 1993 и .др.).

Начало активизации по разломам определяет характер и возрастной диапазон предвулканической молассы. Возраст разнообразен, но нигде не опускается ниже раннего мела. Верхняя возрас ная граница определяется залеганием пород вулканического этап! как правило, без углового несогласия (Белый, 1977; Вулканические пояса... , 1984; Умитбаев, 1986; Sakhno , Polin , 1993 и др.). В качестве краткого заключения следует отметить следующее:

1. Все толщи формировались исклйчительно в континентальных условиях с угловым несогласием на;'нижележащих.

2. Начало формирования пород молассовых образований сопряжено с тектоническими движениями в разломных зонах, к которым приурочены впадины и грабены.

3. Эффгузивно-пирокластические образования формировались одновременно с осадочными и угленосными. Существует ряд впадиь полностью амагматичных, но в других вулканические процессы нарастают и перерастают в доминирующий процесс, сменяя этап npe,i вулканогенных молассовых образований этапом формирования поясе Это свойственно разломным зонам трансрегионального характера, являющихся малоконтролирующими.

4. По особенностям состава и фациальным типам вулканогенные образования, особенно там, где они доминируют над осодочнь ми, они относятся к породам андезнтовой формации известково-ще лочной серии. Базальтоидные породы, доминирующие в некоторых разрезах (училиканская,. ульбериканская, Охотско-Чукотского поя са) по петрохимическому типу могут быть отнесены к базальтам андезитовой формации.

Вулканогенный этап обусловлен активностью тектонических движений вдоль разломов, большая часть из которых определила формирование предвулканогенной молассы. Устанавливается преемственный характер развития вулканизма от ранней стадии. Это подтверждается отсутствием угловых несогласий, а иногда и от-

сугствием перерыва. Таким образом, нижняя возрастная граница не является изохронной (Умитбаев, 1986). Не однозначно решается вопрос и о верхней возрастной границе. Одни исследователи склонны считать, что вулканический этап был по времени краткосрочным (Белый, 1977). Другая точка зрения, подкрепленная фо-гофлористическими данными и абсолютными датировками, предлагает большой диапазон формирования пояса, предположительно 140-40 млн. лет (табл. 2 ). , Последние данные по

стратиграфии (Gu , 1980, 1983; Chen, 1993 ; Ding et al., 1989) Южно-Китайского пояса позволяют считать, что основные этапы формирования структур пояса близки по возрасту к этапам Зхотско-Чукотского и Восточно-Сихотэ-Алинского поясов.

В пределах окраинных поясов выделяется структурная и ве-цественная зональность, которая отражает изменение характера вулканизма и форм его проявления поперек его простирания, вы-тадение из разрезов стратиграфических толщ. Это свойственно зсем окраинным поясам, но наиболее ярко проявлено в Охотском звене ОЧВП (Белый, 1969, 1977). Внешние и внутренние зоны разделены системой левосторонних глубинных разломов с горизонталь-■гай амплитудой смещения.'На примере структур ОЧВП, ВСВП и ЮВКВП устанавливается этапность эволюции вулканизма.

Намечается несколько стадий вулканического этапа:

I. Ранняя - внедрение вдоль крупных разломов базальт-анде-зитовых расплавов, формирование покровов в приразломных линей-шх депрессионных структурах покровов. В некоторых поясах была ввергнута огромная масса расплавов основного состава (внутрен-1яя зона Охотско-Чукотского пояса, базальтовые покровы Гуандун-:кого отрезка Юго-Восточного Китайского пояса).

В тех зонах, где существовал режим растяжения, излияния (азальтов продолжались на протяжении всей истории и формирова-гае пояса: пылгинская и явоямская серии в зоне разлома Пылгин-:кого и Восточно-Тайганоского; пенжинская серия в зоне Гижинско->0 разлома; Березовская серия в зоне Анадырского разлома (табл. 2 ).

В вулканических поясах, в которых растяжения сменились ре-;имом сжатия, формировались одновременно или несколько позже ¡окровы "большеобтемных" игнимбригов (Приморская серия Восточно-

1 /

Сихотэ-Алинского пояса; Амкинская серия Улышского прогиба; серия Наяьцзин и нижняя часть Моши-Шань Юго-Восточного Китая и т.д.). Извержения игнимбритов "больших объемов" свойственн и внешним зонам (Пегтымельский прогиб Чукотского пояса и др. В некоторых поясах игнимбриты этой фазы были извергнуты в по перечных разломах и проникали далеко во внешнюю зону (Бикинс кал зона разломов ВСБП, Фэнчжэнская зона разлома ЮВКБП и др.

2. Средняя стадия - ознаменовалась сменой площадных излияний очагового вулканизма (кальдерные комплексы). Очаговы структуры тяготеют к переходной полосе между внешней и внутренней зонам.

3. Завершающая стадия - формирование вулканических покр вов базальтоидов (внутренняя зона) и очаговых структур бимод льного вулканизма (внешняя зона).

Помимо структур вулканического этапа, для которых кроме эффузивно-пирокластических проявлены и экструзивно-интрузивные фации, широко развиты магматогенные поднятия (по Целому, 1977), характерные как для внутренних, так и внешних зон. Да ные. абсолютного возраста позволяют сделать вывод, что они фо мируются длительно, имеют многофазное строение, каждая фаза которого соответствует вулканическим комплексам депрессионны структур.

Заканчивая сопоставление этапов вулканизма окраинных по ясов следует подчеркнуть, что наивысший пик его интенсивност приходится на конец раннего мела и начало позднего мела. Так основная масса была извергнута в ОЧВЦ^позднем альбе - сенома (Белый, 1977), в ЮАЕП в сеномане-сантоне (Михайлов, 1989), ЮВКБП в конце раннего мела - начале верхнего ( Gu, 1983; Din* et al., 1989).

2.2. Во внутриконтинентальных поясах также намечаются этапы развития вулканизма. Предвулканогенный этап наиболее четко проявлен в поясах и зонах, которые развиты на древних массивах и, особенно, в пределах действия разломов, а время формирования определяется его активностью. Наибольшей мощное тыо обладают грабены и приразломные прогибы поясов, развитии вдоль сутурных швов: Иншань-Яншаньский, Цилинский, Нанлински где формирование предвулканогенной молласы проходило, главнь образом, в континентальных условиях.

- 45 -

Вулканический этап начался не везде синхронно. Некоторые впадины и приразломные грабены являются амагматичными или, в других - вулканическая деятельность протекала интенсивно, длительно и были сформированы толщи большой мощности.

Выделено три этапа магматизма: поздняя юра - неоком (140 млн. лет), неоком-баррем (140-120 млн. лет) и алт-сеноман-сан-тон (120-70 млн.' лет). -Эти фазы активизации в геоблоках Востока Азии проявились не везде одинаково. Ранняя (раннеяньшань-ская) наиболее полно проявилась в Цййинской поясе между блоками Южно-Китайским (параплатформа Янцзы) и Центральным (Северо-Ки-тайская платформа); средняя и поздняя фаза достаточно активны во всех блоках, особенно в Амурском (в поясам Болынехинганском и Огоджинско-Умлеканском).

Активность магматизма в пограничных поясах, прежде всего, определялась автономной тектонической активностью блока и межблоковыми движениями. Вдоль западного края Амурского геоблока на западе с Аргунским сформировался протяженный и широкий пояс Большого Хингана в форме рифтогенного прогиба большой мощности, главным образом, средне-основного состава и в виде зффузивко-пирокластических фаций, практически лишенных интрузивных аналогов.

В широтных поясах - Огоджинско-Умлеканском, Иньшань-Яншан-сксм и Цшлинском рифтогенные прогибы (с преобладанием покровных фаций) характерны либо на крайнем востоке, либо на западе поясов (грабен Сухунту и Ванцин для Иньшань-Яншаньского, Верх-не-С елемджинская - для Огодокинско-Умлеканского). Однако для Ци-нлинского пояса рифтогенные прогибы свойственны почти на всем протяжении с запада на восток (впадина Восточных Цинлинских гор, впадина Дао, Нижняя Янцзы).

Ранние фазы представлены базальт-андезитовыми и андезито-выми расплавами, поздние - средне-кислыми и кислыми.

Сопоставление этапов вулканизма в транзитных вулканических поясах представляет значительные трудности, так как они отличаются наибольшим структурно-генетическим разнообразием. Они пересекают структуры с различным фундаментом: сиалические геоблоки (Амурский, Центрально-- и Южно-Китайский) кристаллических массивов и обрамляющие его, складчатые структуры раннемезозой-

с'кого и палеозойского возраста и т.д.

- 46 -

Соответственно и вулканические пояса можно классифицировать на пояса Амурского, Центрально-Китайского и Южно-Китайского геоблоков, характеризующиеся определенным петрогеохими-ческим и металлогеническим профилем. В пределах каждого блока можно выделить несколько типов вулканических зон. Сопоставление их позволяет сделать следующие выводы. Выделяется три максимума позднемезозойской магматической активизации: 170-140 млн. лет (раннеяншаньская фаза), 140-120 млн. лет - среднеян-шаньская и 120-80 млн. лет - позднеяншаньская. Первые две наиболее активно проявились в Южно-Китайском и Центрально-Китайском блоках, а вторая и третья, наиболее полно- в Амурском.

2.3. Как показывают данные}по вулканическим образованиям как внутри континентальных блоков, так и по их восточным окраинам, магматизм отчетливо эволюционирует во времени и в пространстве. Намечается также- специфика составов магматических ассоциаций и тектонического режима.

2.3.1. В окраинно-континентальных поясах независимо от структурных особенностей намечается полициклический характер развития магматизма при общей гомодромной направленности в каждом цикле. Это свойствено большинству структур. Но есть и исключения.

Наиболее четко полицикличяость вулканизма проявлена в деп-рессионных структурах, где развиты три цикла.

Ранний цикл представлен базальт, андезито-базальтовыми и андезитовыми извержениями. При этом соотношение основных и средних пород, а также мощность этих образований колеблется в больших пределах. Это относится и к продолжительности проявления этого цикла. В одних структурах преобладают базальтовые извержения, при этом его проявления доминируют над другими породами. Наиболее свойственно это внутренним зонам, в которых проявлены приразломные линейные депрессионные структуры (пенжинс-кий сектор Охотско-Чукотского пояса; Белый, 1977). В таких структурах намечается отсутствие более поздних фаз и циклов вулканизма (табл. 2 ).

Чаще всего в первом цикле окраинных поясов преобладают андезиты в разрезах вулканогенных толщ. Это характерно структурам, как внешних, так и внутренних зон: в Охотско-Чукотском поясе это образования первого этапа вулканизма (по И.Н. Котляру,1986)

- вулканические комплексы ульбериканский в Ульинском прогибе, нараулийский во внешней зоне Охотского сектора, яблонская серия во внешней зоне Анадырского сектора (по В.Ф.Белому, 1977).

В Во сточно-Сихотэ-Алине ком поясе к раннему циклу относится - синанчинский и больбинский комплексы. В Юго-Восточно-Китайском поясе - формация Наньянь.

Следует подчеркнуть, что в объемном выражении базальты и андезиты первого цикла выглядят■следующим образом. В Охотско-Чукотском поясе (от всей массы извергнутого материала) базальты составляют: во внутренней зоне Охотского, Анадырского и Пенжинского секторов - более 78%, андезиты - чуть более А%\ во внешней зоне - 1% и Ы% соответственно. В Сихотэ-Али-нском поясе базальты составляют не более 3%, андезиты чуть более 1%. В Южно-Зосточно-Китайском - менее 1% и около 5% соответственно (Белый, 1977; Михайлов, 1989; Тао et а1., 1988 и др.).

Ранний цикл завершился извержением игнимбритов "больших объемов", которые в Восточно-Сихотэ-Алинском (приморский комплекс) и Юго-Восточно-Китайском (формация Циоци и Моши-Шань) во внутренних зонах поясов составляют основную часть разреза (около 70%). В Охотско-Чукотском поясе, в Центрально-Чукотской зоне они также составляют значительную часть объема вулканитов (комплексы - алькаквунский, пыкэрваамский и вороньинский (табл. 2 ).

Как уже отмечалось выше, в Охотско-Чукотском поясе, в некоторых зонах проявлены либо ранняя, либо поздняя фазы вулканизма. В таких структурах общая направленность развития вулканизма представляет собой "урезанный цикл", что может определяется геодинамшеским режимом развития структуры. .Чаще всего это характерно для внутренней зоны и депрессионных прогибов, связанных с региональными разломами (Пенжинский сектор Охотско-Чукотского пояса).

Для кислой фазы ("игнимбритов больших полей") характерны проявления микроциклов, которые выражаются (от начальных фаз к завершающим) эволюцией расплава - от средне-кислого состава к кислому и средне-кислому и среднему. Отдельные потоки андезитов в верхней части игнимбритового комплекса характерны как для Восточно-Сихотэ-Алинского пояса (внутренняя зона), так и для

Южно-Восточнс-Китайского пояса, северной его части - Чжэцзян-- ского звена ( Тао ей а!., , 1988; Тихоокеанская..., 1991 и др.).

Вулкано-плутонические фации первого цикла развиты весьма ограничено. Главным образом, это мелкие тела и массивы, сложенные фазами от габбро-габбро-диоритов до грано-диоритов и гранитов. Фаза кислого вулканизма периода игнимбритообразования представлена редкими экструзивами и субвулканическими интрузиями гранитной формации.

Фазой извержения игнимбритов завершился ранний цикл, для которого характерен покровный-и многообъемный характер вулканической деятельности, главным образом, трещинного типа.

Средний цикл представлен кальдерными комплексами центрального типа.

В Сихотэ-Алинском поясе этому этапу соответствует формирование самаргинекого и сияновского комплексов в центральном и южном отрезках пояса и их аналогов в северном. Отмечается два типа разрезов вулканитов - дацит-липаритовый во внешней зоне и южном отрезке и андезито-базальт - андезито-дацитовый во внутренней зоне и в северном звене. Эффузйвно-пирокластические образования соответствуют вулкано-плутоническому дифференцированному комплексу габбро-монцодиорит-гранитной формации.

В Юго-Восточно-Китайском поясе этот цикл представлен также двумя разрезами: дацит-липаритовым и гранодиорит-гранитной ассоциацией во внешней зоне; андезит-андезито-дацит-липаритовой и диорит-гранитной ассоциации во внутренней зоне и в Чжэцзянс-ком звене (верхняя часть формации Моши-шань; Тао еЪ аХ., 1988; гнап , 1985).

В Охотско-Чукотском поясе ко второму циклу к ранней стадии относятся образования, представленные хетанинским комплексом, хальченским в Охотском, окланским в Пенжинском секторах внешней зоны. В Центральнс-Чукотском этому этапу соответствует коэквунь-екая свита внешней и внутренней зон.

Верхняя часть среднего цикла в окраинных поясах соответствует уровню формирования вулканитов кислого состава. В Восточ-но-Сихотэ-Алинском поясе это богопольский комплекс (кальдерные образования игнимбритов, экструзивно-дайковые. и субвулканически комплексы гранитов, гранит-профиров и монцо-сиенит-лейкогранито

вой ассоциации).

В Юго-Восточно-Китайском этой части среднего цикла соответствует позднеяншаньская формация липарито-дацитов и субвулканических гранитов.

В Охотско-Чукотском поясе это многочисленные образования кальдерных фаций - уракский, аганский, еропольский, эргываам-ский и др. комплексы (Белый, 1977; Котляр, 1986; Сахно, Полин, 1984 и др.).

Завершающим циклом является бимодальный вулканизм, представленный двумя типами контрастных формаций - "неродственной" и "родственной". Для первой базальты и дацит-липариты являются производными различных уровней генерации расплава: кузнецовский - кедровский, кузнецовский-масловский комплексы центрального и северного звена Восточно-Сихотэ-Алинского пояса; мед-вежинско-бедоувалинский - Восточно-Чукотского звена и еропольский комплекс Анадырского сектора. В Юго-Восточно-Китайском поясе это формация чаочуань (базальт-липаритовая) и Шимао-Шань (габбро-миароловые граниты) (Белый, 1977; Сахно, Полин, IS84;

Полин; 1950; Мартынов, 1983; Попов, 1986; Тихоокеанская......

1991; Tao et; al., I98§; Geology of China , 1986).

Родственная базальт-липаритовая формация развита ограниченно и тяготеет к внешней зоне к структурам центрального типа, развитыми среди полей базальтов, большая часть из которых может быть отнесена к щелочным натровым базальтам (тнеквээм-ский комплекс Восточно-Чукотского звена, комплекс щелочных гранитов Северного звена Восточно-Сихотэ-Алинского пояса, формация Таншан Чжэцзянского звена Юго-Восточно-Китайского пояса, щелочные граниты Охотского звена пояса (Нелькобинский массив и др.).

2.3.2. Во внутриконтинёнтальных поясах, в силу разнообразия структурно-морфологических типов, магматизм имеет более сложную эволюцию. Для них также свойственно нецелом гомодром-ный и полицикличный характер развития. Наиболее четко проявлены раннемеловой и позднемеловой циклы. Породы раннего цикла доминируют в структурах внутри блоков.

Раннемеловой, а в некоторых пограничных поясах (Больше-Хинганский, Иныпань-Яншаньский) позднеюрско-раннемеловой цикл отличается сложной эволюцией состава: от дацитов и липарито-да-

-- 50 -

цитов к андезитам и трахиандезитам и андсомхи-иазальтам с завершающей фазой извержения кислых вулканитов (станолирский и солнечный комплексы Хингано-Олонойского прогиба и Тырмшской впадины).

В Иньшань-Яншанском поясе на крайнем востоке (впадина Ванцин и др.) ранний этап представлен кислыми лавами, которые выше сменяются мощной толщей андезитов. На западном фланге пояса (Внутренняя Монголия) основная часть разреза представлена базальт-андезито-базальтовым комплексом.

Заключительная кислая фаза раннего цикла проявилась неповсеместно. Наиболее характерна она для вулканических зон, находящихся на стыке жесткого массива и складчатого обрамления (Баджальская, Эзопская, Восточно-Шандуйская и др.).

По бортам впадин и на поднятиях развиты трещинные тела габбро-монцонит-гранодиоритовой формации. В крупных .сводовых поднятиях (в пограничных поясах - Огоджинско-Умдеканском, Цин-линском) характерны крупные интрузивные массивы габбродиорит-гранитнтэй и диорит-гранодиоритовой формации (Сухов, 1976; Geology . .., 1986 и др.). По периферии крупных сводовых поднятий - трещинные тела пикрит-щелочно-базальтовой формации (даян-ский комплекс, по Н.В.Огнянову, С.О.Максимову).

Таким образом, среди эффузивных образований раннего этапа проявлена сложная цикличность, но при полном преобладании средних пород.

Верхнемеловой вулканизм характеризуется цикличностью извержения от основных и средних к кислым фазам. Цикличность не везде проявлена полностью. Основные и средние эффузивы отсутствуют или развиты ограниченно в основании разреза крупных сводовых поднятий, но появляются к заключительным этапам развития ( силинские зндезито-дациты Баджала, водораздельная часть Се-литканской зоны).

В пределах кислой фазы вулканизма в сводовых поднятиях отмечаются микроциклы (аракотскал фаза баджальского комплекса Ба-джальского свода; авлинская фаза Селитканской зоны и др.).

Наиболее мощно фаза кислого вулканизма прявилась в структурах- на стыке кристаллических массивов и обрамляющих их складчатых областей.

' Дат-палеогеновый вулканизм представлен незавершенным цик--

лом - изменением лав основного и среднего состава. Восточнее, в Лаолин-Гродековской зоне '(в Краскинской, Верхне-Сидиминской и др. депрессиях) цикл завершился средне-кислыми и кислыми фазами извержений (зайсановская, новопосьетская и др. свиты, по данным М.Д.Рязанцевой и др.).

В центральных районах (мелкие грабены) вдоль разлома Тань-лу, а также во впадине Сунйяо в составе палеогеновых битоминоз-ных сланцев известны туфы среднего состава (Сахно, 1976).

Таким образом, для континентальных вулканических поясов и зон отмечается преобладание пород первого цикла, главным образом, среднего состава, которые доминируют во всех разрезах. Верхняя фаза эт'ого цикла, представленная кислыми вулканитами, более полно проявлена в северо-восточных впадинах, расположенных по восточной окраине Буреинского массива (Баджальская, На-дань-Хада-Бикинская и др.).

Позднемеловой цикл, особенно породы кислого состава, доминирует в зонах и структурах восточной окраины Буреинского массива. В рифтогенных впадинах, развитых вдоль разлома Таньлу в пределах Южно-Китайского геоблока (параплатформа Янцзы), доминируют позднемеловые и палеогеновые средне-основные лавы ( \Venda, .1981).

'В рифтовых впадинах (Наньу и др.) на восточном окончании Цинлинского пояса палеогеновый этап представлен базальт-фоно-литовым комплексом.

В заключении следует подчеркнуть, что для континентальной части Востока Азии в позднем мезозое намечаются два направления миграции вулканизма во времени: широтная с запада на восток, намечается омоложение магматических циклов. Это общая тихоокеанская тенденция, на которую указывали многие исследователи (М.С. Нагибина, Ю.М. Пущаровский и др.), но теперь доказанная определением абсолютных датировок магматических пород. Второе направление связано с омоложением этапов вулканизма вдоль простирания поясов - с юго-запада на северо-восток. Это отчетливо проявлено в Южно-Китайском и Восточно-Сихотэ-Алинском поясах.

- 52 -

3. Петрохимическце серии континентальных поясов

В окраинных поясах в структурах депрессионного характера (прогибах, грабенах и т.д.), особенно в тех, где отмечается широкое развитие покровов базальг-андезито-базальтового состава основным петрохимическим типом являются высокоглиноземистые разности, для которых свойственны плагиоклаз-двупи-роксеновые, плагиоклаз-пироксеновые ассоциации вкрапленников. По петрохимическим, минеральным и геохимическим особенностям они относятся к известково-щелочной серии. Наиболее показательно в этом отношении поведение таких петрогенных элементов как KgO , TiOg и микроэлементов ( NU Со, cr,v, Rb, Sr, Ва и др.). Сравнение базальтов известковб-щелочной серии по отдельным вулканическим поясам и зонам по латерали и в вертикальном ряду выявляет общую тенденцию - увеличение щелочности (особенно калия) от ранних циклов к поздним и от фронтальных зон к тыловым зонам. В этом же направлении увеличивается содержание некогерентных элементов.

• Сопоставление базальтов и андезитов раннего цикла по поясам и зонам позволяет утверждать:

1) о петрогеохимических чертах сходства пород известково-щелочной серии в окраинных поясах. Но отмечаются определенные вариации,особенно это касается некогерентных элементов;

2) породы известково-щелочной серии окраинных поясов и вулканиты энсиалических дуг (при общих чертах подобия) обнаруживают и определенные различия, которые выражаются соотношением

V/Ii, Ni/Co , изотопов стронция, а также уровнем концентрации некогерентных элементов. Наиболее, ярко это различие проявлено на диаграммах распределения элементов, нормированных по ПОЕВ ( Pearce, 1982).

3) кислые породы, особенно игнимбриты "больших объемов" (первого цикла) относятся к известково-щелочной серии, для которых устанавливается устойчивый петрохимический профиль: для липарито-дацитов игнимбритов и туфов внутренних зон при повышен ной калиевости характерны низкие содержания рубидия, стронция и сравнительно низкие стронциевые отношения ( Sr^= 0,705400,70590). Но во внешней зоне в этих же породах повышается со-

держание рубидия, a 'Sr^ = 0,7058-0,7078 и более ( Tao et al., 1968; Котляр, IS86; Qi, 1988 и др.).

. Содержание элементов в породах' пояса зависит от структур фундамента, на котором он заложен (кристаллические массивы, складчатые зоны и т.д.), что говорит об влиянии ассимиляционного процесса при генерации кислых магм. Но как показывают геологические и геохимические данные, а также результаты изотопных определений, эффект гибридизма не является главным фактором петрохимического профиля формации игнимбритов "больших объемов" Породы кальдерного этапа также относятся к известково-ще-лочной серии с общей тенденцией повышения щелочности и особенно содержания калия в кремнекислых фазах. В породах.этого этапа еще в большей степени проявлена латеральная изменчивость петро-геохимического состава. В тыловых структурах вместе с повышением содержания калия растет концентрация рубидия, повышается изотопия стронция (Котляр, 1986; Tao et al., 1988 и др.). Во фронтальной зоне как в средне-основных, так и в кислых фазах отмечаются низкие отношения Rb/Sr . Изотопные отношения стронция для Сихотэ-Алинского пояса для внутренней зоны колеблятся в небольших пределах Sr^ = 0,7052-0,7053 или Siv, = 0,7039-0,7061 (по данным Л.Г.Филимоновой, 1986). Во внешней зоне первичные изотопные соотношения несколько повышенные: в кислых вулканитах - 0,70601-0,70603, в интрузивных фациях вулкано-плутонических сери." - в гранодиоритах - 0,7033-0,7046, в гранитах - 0,7055, а в лейкогратовых гранитах - 0,7219-0,7330 (Охотско-Чукотский пояс, Котляр, 1986).

Повышение Sr-j в вулканитах внешних зон является не всегда обязательным и чаще не зависит от повышения кремнекислотности пород и концентрации рубидия в них. Подобная особенность отмечается и для других регионов вулканитов Циркумпацифики (Каскадных гор Северной Америки, вулканических поясов чилийских Анд: Dostal et al., 1977; Noble, 1975; Филимонова, 1986 и др.).

Породы третьего цикла, представленные двумя сериями бимодального вулканизма. Породы нижней серии относятся к высококалиевым известково-щелочным типам и являются переходным к K-Na субщелочным и щелочной серии (Полин, 1990., Вулканические...,

1934).

1 Интрузивные фации комплекса представлены многофазными массивами: габбро-миароловые ортоклазовые-калиевые граниты и граниты- Аг-типа (Колбинский, Санкунский и др. массивы Нижнего Приамурья; формация Шимао-Шань Юго-Восточного Китая; серия Масан Ду&анского пояса Южной Кореи и др.).

■Для пород нижней контрастной серии характерен пётрогеохими-чёский 'профиль с. изотопными соотношениями стронция и неодима в ,базальтах, близкими к мантийным, ( Бг^ = 0,7035-0,7051). 'Д в габбро ( йг., = 0,7045-0,7058,М = 0,51263, 2?ао еЬ а1.,1988) и для кремнекислых фазах (Бг^ = 0,70517-0,70815) они несколько выше. ■

Верхняя контрастная серия представлена щелочной натровой серией, где более ранняя базальтовая фаза менее щелочная, а кремнекислая фаза может быть отнес,ена к щелочной серии (комен-дины, пантеллериш, щелочные арфведсонитовые граниты Восточной Чукотки; Нелькобинский массив Охотского сектора, формация Тан-шан Юго-Восточного Китая, колчанский комплекс Северного Сюсотэ-Алиня и т.д.). Они характеризуются пестрым микроэлементным составом и изотопными соотношениями: Бг^ = 0,70357-0,70411 для базальтов, Бг.,= 0,70461-0,70529 для кислых пород.

Щелочные граниты (арфведсонитовые) характеризуются более высоким соотношением стронция (0,70765). -Для базальтов Юго-Восточного Китая они равны Бг^ 0,7081 и = 0,51209 (Тао et аХ., 1988; Ъи, 1986.и др.).

- В окраинных поясах' в различных структурах в высококалиевых известково-щелочных сериях обнаруживается проявление шошонит-латитовой тенденции. При этом наиболее ярко это проявлено в тыловых (внешних) зонах. Характерным примером является Широко-падинская1вулканоструктура и Кавалеровская рудно-магматическая система, в которых наиболее ранние монцонитоиды (Араратский и Березовский массивы) и эффузивы (трахиандезиты, латиты) пред-, сгавляют собой вулкано-плутоничесщий комплекс шошонит-латитовой серии, со-свойственными для этих пород петрогеохимическими осо-бенностямр (Тихоокеанская..., 1991; Сахно и.др., 1994 и др.). Эта же, тенденция прослеживается и в более поздних фарах магма-,,тизка - в вулканитах сияновского, богопольского комплексов кислого состава, а также в базальтах завершающих фаз, близких ана-

логах суворовского,комплекса с-устойчивым высоким содержанием бария, стронция, повышенной концентрацией :калия.

"Сквозной" характер эволюции этой серии свойственен не только породам в структурах Восточного Сихотэ-Алиня, ;но ' иГ; прослежен в некоторых тыловых зонах окраинного, пояса'Юго-Вдс-точного Китая (1986; Тао еЪ а1., 1988 и др.). Чаще! всего такие структуры являются рудоносными. Развитие' шошоНито-вого магматизма в тыловых зонах и приуроченность его к■о^р4йн-ным частям кристаллических массивов, возможно, указывает, , на' определенную роль сиалического цоколя в генезисе шошонитов.

Магматические серии внутриконтинентальных поясов и ' зон в целом также относятся к известково-щелочной серии.. Но как: отмечалось ранее (Сахно, 1963, 1974, 1976; Сухов, 1976 и др.) сопоставление составов магматических пород по геоблокам позволяет сделать следующие выводы. Породы Амурского геоблока и' Южно-Китайскогс относятся к более кремнекислым, глиноземистьм (корундонормативным), и калиевым типам, Шошонитовая тенденция, проявлена во всех породах в большей или меньшей степени в пределах крупных сводовых поднятиях (Баджальская, Ям-Алинская и др.). В депрессионных структурах - линейных грабена± и впади-' нах в покровных фациях, она отсутствует, но появляется^ экструзивно-субвулканических фациях, развитых на поднятиях по бортам (хребет Ноши, Яуринские трещинные тела монцонитоидов и др.; Сахно, 1961, 1965 и др.). Более того, в депрессионйых структурах проявлена толеитовая тенденция как в основных, так и в кислых фациях раннего цикла (станолирекая исолонечная свиты ТырминскоЛ структуры; лакский комплекс,Пачанской депрессии; свита тунтдньин впадины Ванцин и др. Восточной части Ин-шань-Яншаньского пограничного пояса и т.д.; Сахно, 1965, 1976; Максимов, 1984 и др.). Это" выражается не только в содержании петрогенных окислов (повышением железистости, снижением общей щелочности и особенно калия по мере роста кремнекислотности и т.д.), но в минеральном составе, составе газов, в распределен нии микроэлементов и т.д. (Вулканические...., 1984). 1

Сравнение магматических пород Амурского й Южно-Китайского

геоблоков показало и определенные отличия: породы Амурского : геоблока более известковистые и более магнезиальные. При этом в северо-восточном направлении едоль оси пояса от зоны к зоне

их содержание повышается, но снижается общая щелочность и растет натровость в составе щелочей. Эта особенность наиболее ярко проявлена в составе кислых вулканитов позднего цикла в вулканических зонах Амурского геоблока, Бикинского пояса и т. д. (Сахно, 1965-^1976 и др.).

Для внутриконтинентальных поясов отсутствует латеральная зональность, но проявлена осевая.

Для пород Центрально-Китайского блока характерен несколько иной петрохимический профиль - развитие субщелочных к-Иа и щелочных натровых серий. На диаграмме КЬ-у+гТо и НЬ-ГЪ+Та (Реагсе, 1984) они попадают в поле пород внутриплитных ассоциаций.

Изотопные данные дают основание считать, что базальты и особенно кислые породы контаминированы коровым материалом. В базальтах Амурского геоблока величина соотношения Бг-| = 0,70697-0,70812, в экструзиях выше - Бг^ = 0,70820, в.латитах равна Бг^ = 0,70653, в кислых породах-Бг^ = 0^70884, а в гранитах наиболее максимальная - 0,714. Одной из особенностей средних и основных вулканитов геоблоков является,низкое содержание рубидия (КЪ = 10-40 г/т), но повышенные - бария , что отличает их от пород окраинных поясов. Наиболее ярко это проявлено в породах Амурского геоблока.( Таким образом, в континентальных поясах Востока Азии доминирующей серией магматических пород является известково-щелочная. В процессе эволюции от цикла к циклу повышается щелочность и они могут 'быть отнесены к высоко-калиевой известково-щелочной серии, а по геохимическим параметрам - к внутриплатным образованиям (Рис. 5,.6). Щелочные серии появляются, в основном, в тыловых внешних зонах в составе верхней контрастной серии. Щедочно-базальтовая серия проявлена крайне ограничено^ форме трещинных тел пикрит-щелоч-но-базальтовых тел, или мелких сильнодифференцированных массивов по периферии крупных сводовых поднятий "на эмбриональном" этапе их формирования (даянский комплекс, Баджальская зона; Мак симов, 1978), а также на заключительных этапах вулканизма внутриконтинентальных поясов в геоблоках с древним архейским фунда^-ментом (щелочно-базальт-фонолитового комплекса Центрально-Китай ского массива) Х-На субщелочная серия в ходе зв.олюций не имеет структурно-геологической и временной "привязки". И также,

как ив островных дугах не является индикаторной.

Шошонит-латитовая, как правило, тяготеет к обрамлению стабильных структур (массивов, областей древней консолидации , и т.д.). Шошонитовая тенденция наиболее ярко проявлена во внутриконтинентальных поясах. В Амурском блоке, при сравните-1 льно низком содержании калия в расплавах, тем не менее,от^ёча-ется его высокая активность, что и определяет шошонитовую тенденцию. В окраинных поясах шошонитовая серия больше,тяготеет к тыловым "приконтинентальным" структурам, где они иногда имеют "сквозной" характер развития. 1

Сопоставление йзвестково-щелочных серий внутриконтинентальных и окраинных поясов выявляет своеобразный геохимический тип вулканитов внутриконтинентальных зон - бариевый.профиль кислых пород при относительно низких содержаниях стронция. Наиболее ярко это характерно для пород тех геоблоков, для которых была проявлена многократная магматическая активизация в фанерзое (Амурский геоблок).

В вулканических поясах внутри блоков в отличие от окраинных отсутствует латеральная петрохимическая и структурная зональность, а также не проявлена бимодельная серия, завершающая вулканизмы окраинных поясов.

При сравнении'вулканической серии с островодуяными (андийского типа) достаточно четко выявляют различия между ними, как геологического, так и петрохимического режима их формирования.

- 58 -

4. Флюидный режим континентального магматизма

Одним из факторов, определяющих специфику магматизма, является флюидный поток глубинного происхождения (Коржинский,1977; Маракушев, Перчук, 1974; Маракушев, 1975 и др.). Анализом большого количества данных по газовой составляющей в расплавах, полученных из включений в минералах магматических пород с помощью термического вскрытия и хроматографического определения, выявлена специфика флюидов, масштабность их проявления и установлена зависимость петрохимических'особенностей вулканических комплексов и их рудная специализация от состава флюидов в основных структурах окраинных и внутриконтинентальных зон и поясов Дальнего Востока, (табл. 3,4).

Газовая фаза минералов из вулканических и вулкано-плутониче-ских комплексов окраинных поясов изучалась на примере двух поясов Востока Азии - Чукотского и Восточно-Сихотэ-Алинского, представляющих собой два звена огромной структуры Востока Азии.

Газовая фаза, окклюдированная в минеральных-вкрапяенниках пород вулканических и вулкано-плутонических комплексов, более полно изучена в Восточно-Сихотэ-Алинском окраинном поясе.

Прежде всего отмечается характерная черта вулканитов пояса -это значительно большое объемное соотношение газовой фазы пород липаритовой формации (игнимбриты приморского комплекса), их уг-лекислотно-метановый состав при относительно низком содержании воды, о чем свидетельствует практическое отсутствие в их составе водосодержащих минералов и магнетита, возрастание фугитивно-сти кислорода к заключительным фазам формирования этого комплекса одновременно с ростом углекислотности флюида (Моисеенко, Сахно, 1982). Более поздние вулканиты маастрихт-датского этапа (самаргинский и богопольский комплексы) отличаются по объему газовой фазы,' которая на порядок меньше, и только в экструзиях внутренней зоны объем газов возрастает, увеличивается степень окисленности. Меняется и состав газов. Он становится все более углекислотным (рис. 7).

Во внешней зоне, в которой большим распространением пользуются вулканиты богопольского комплекса, объем газовой фазы уменьшается, увеличивается доля восстановленных углеродсодержа-щих газов. Это выражается в появлении в вулканитах и экструзи-, ях таких минералов, как железистый гранат, ильменит, железистый ^ортопироксен, муассанит, самородное железо и углерод, а также

в образовании своеобразных шаровидных скоплений - сростков самородных элементов цинка, олова, обнаруженных Н.И.Филомоновой и И.Н.Томсоном. Эта зональность, выраженная петрохими'ческими, геохимическими особенностями и связанная с более восстановленным газовым режимом вулканизма, при определенных условиях способствует формированию рудномагматических систем оловянного профиля (Сахно и др., 1988).

Изучение газовой фазы пород контрастной серии в пределах Центрального и Северного Сихотэ-Алиня показало, что флюидный режим формирования кузнецовского и колчанского комплексов в определенной мере соответствует таковому пород контрастной серии Восточно-Чукотской зоны.

Своеобразие флюидной фазы пород контрастной формации Восточно-Чукотской зоны заключается в том, что по объему она в 2 раза превышает объем газовой фазы пород игнимбритовой ассоциации, что, возможно, связано с ранней дегазацией при кристаллизации интрателлурических вкрапленников игнимбритов или с более высокой газонасыщенностью расплавов, формирующих породы- контрастной серии. Для кислых пород контрастной ассоциации Восточной Чукотки характерно повышенное содержание СО^ и СН^, что определяет общий углеродисто-водородный профиль этих комплексов и сравнительно высокую степень восстановленности газов. В целом окислительный потенциал колеблется от уровня центральной части поля устойчивости вюстита до кривой кварц-магнетит-фаялитового равновесия, но отдельные пробы попадают выше этой кривой, в поле магнетита.

Флюидный режим внутриконтинентальных вулканических поясов рассмотрен на примере магматических комплексов Баджальской зоны как наиболее изученной. Ранее отмечалось (Моисеенко, Сахно, 1982), что в отличие от окраинных поясов аналогичные породы внутриконтинентальных зон характеризуются несколько меньшим объемом газовой фазы (в 1,5-2 раза), более восстановленным составом, смещением соотношения С/Н в область более водородных составов. Меняется соотношение F/Cl как в первичных включениях (расплавных), так и в остаточных расплавах в сторону более фтористых фаз ...Однако имеются отклонения, которые наиболее существенны для силинского комплекса (трахиандезит-монцогранодиорито-вого). Особенности состава флюидной фазы отражаются минеральными особенностями липарит-гранодиоритовой ассоциации (баджаль-ский комплекс), главным образом устойчивыми парагенезисами

граната с железистым ортопироксеном и биотитом, ильменитом, муассанитом, самородним железом и углеродом (ильменитовая серия) ,

Своеобразие газового режима магматизма Баджала и других аналогичных зон (Эзопа, Ям-Алиня и др.) создает предпосылки для формирования оловоносных рудномагматических систем при прочих необходимых условиях (Сахно и др., 1988).

Несколько иной характер газового состава свойствен вулканическим, зонам типа Селитканской, развитие которой проходило в иных условиях, и кроме того, на структурных комплексах эвгео-синклинального обрамления. Вулканические породы среднего и кислого состава отличаются более высокой, степенью окисленности, высокой хлористостью и бороносностью (Вулканические..., 1984), что находит свое отражение в характере минеральных ассоциаций и прежде всего в наличии водосодержащих минералов (биотита, амфибола) и магнетита (магнетитовая серия), а также турмалина. Эта особенность проявлена и металлогенической специализацией главным образом порфирового типа - Мо, Cu, W.

Приведенные данные по Баджальской вулканической зоне свидетельствуют о том, что и здесь отмечаются существенные отклонения расчетных величин температуры и давления от реальных. Близкие к действительным цифры получены для липаритового игнимбри-та, в котором вначале кристаллизуется кварц при 985-935°С, затем калиевый полевой шпат при 945-860°С. §лющное давление снижается от 2,1-2,8 до 0,42-1,5 кбар. Летучесть кислорода в описанных газовых фазах из минералов Баджальских вулканитов соответствует интервалу от центральной части поля устойчивости вю-стита до кривой кварц-магнетит-фаялитового равновесия.

Параметры равновесия газовой фазы из кварца субвулканического гранита селитканского комплекса несколько иные: они.образовались в высокотемпературных условиях при весьма низком содержании газовой составляющей в системе. Эта особенность подтверждается тем, что, как правило, между вмещающими породами и гранитами отмечаются "сухие" контакты, маломощные зоны термальной закалки.

Достоверное представление о составе эндогенных флюидов можно получить путем моделирования двух-, трех- и четырехкомпонен-тных газовых систем.

Предполагается, что первичный эндогенный флюид имеет существенно водородный состав, что обосновывается преобладанием водо-

рода среди газов рифтовых гидротермальных растворов, в содержащих самородное железо интрузивных породах,- водородными аномалиями в зонах глубинных региональных разломов, постоянной ассоциацией водорода с гелием, богатым легким изотопом, обогащением водородом газов из ультраосновных и кимберлитовых пород, из железных метеоритов и лунных пород. Источником водорода является, по всей вероятности, внешнее расплавленное ядро Земли, где он находится в растворенном состоянии (А.А.Маракушев, А.Летников, Л.А.Перчук и др.).

При благоприятных условиях водородные потоки по зонам разуплотнения поднимается но внешние геосферы, где происходит постепенное окисление и усложнение состава флюидов главным образом за счет поступления в систему углерода.

Такими системами являются очаговые долгоживущие вулканические структуры или центры эндогенной активизации, развивающиеся десятки и многие миллионы лет. Примером могут быть вулканические зоны окраинных и внутриконтинентальных поясов, приуроченных к глубинным разломам и системам разломов, позволяющие считать, что такие разломы проникают до 200-250 км и глубже (Шило, Умитбаев, 197?; и др.). По ним происходит перераспределение вещества литосферы, отмечаются резкие изменения мощности и т.д. (см. гл. 3). Долгоживущие центры эндогенной активности (горячие точки) отличаются не только особенностями глубинного строения (разогретой и разуплотненной мантией, ее подъемом и т.д.), но также петрохимическим составом пород (повышенными концентрациями некогерентных элементов, высоким содержанием термофильных элементов в кислых породах) и флюидным режимом: мощным его потоком и проявлением восстановленных форм (С02, СН^), повышенной концентрацией водорода и галогенов (Баджальекая, Эзопская зоны и др.). Такие центры с устойчивым потоком восстановленных флюидов в пределах континентальных вулканических пород ильменитовой серии являются оловоносными или потенциально оловоносными (Сахно и др., 1988; Хи ег а1., 1984; Моисеенко, Сахно, 1982; и др.).

Смена преобладающих восстановленных форм газовой составляющей на окисленные способствует формированию " водонасыщенных" низкотемпературных кислых расплавов (гранитоиды, экструзии и т.д.) с температурой кристаллизации порядка 650-670°С. Примером могут служить структуры Баджала, Юго-Восточного Китая (провинции Гуандун, Цзянси и.др.).

• 62 _

При формировании магматических пород среднего и кислого состава, которые являются производными других типов магм или генерируются в земной коре, основными компонентами флюидов являются преимущественно 1^0 с подчиненным количеством СС^. В этом случае окислительный потенциал флюидно-магматической системы в ранний и поздний этапы консолидации магматических пород будет находиться на одинаковом уровне, соответствующем кварц-магне-тит-фаялитовому равновесию. Это выражается в появлении среди ранних фаз клинопироксенов, амфиболов,' биотитов в ассоциации с магнетитом или титаномагнетитом.

Подобная ситуация свойственна вулканоструктурам, связанным с региональными глубинными разломами, формирующимися в динамике относительного растяжения. Как правило, это активные региональные или трансрегиональные разломы, ограничивающие жесткие блоки или развитые по их периферии и сопряженные с ними линейные структуры широтных структурных поясов (Огоджинско-Умлекан-ский, Циньлинский и др.), а также северо-восточных (разломная система Таньлу), Центрального и Юго-Восточного Китайских геоблоков. Относительная проницаемость вдоль них определяет активное влияние мантийных расплавов на коровое магмообразование и петрохимический тип пород и связанных-с ними рудопроявлений. Это субщелочные и щелочные образования натрово-хлоридно-глино-земистого петрохимического типа: гранитоиды -типа, эффузив-но-экструзивные структуры центрального типа, трубки взрыва, брекчиевые воронки и т.д., с которыми связаны рудопроявления и месторождения порфирового типа. К ним можно отнести молибденовый пояс Циньлинского широтного шва Китая, Селитканской зоны и т.д. Главная особенность интрузивных образований, с которыми связаны эти рудопроявления. - это высокая флюидонасыщен-ность, преобладающая доля окисленных форм газов и высокая их хлороносность.

Подводя итог анализу газовой составляющей магматических образований вулканических и плутонических поясов Востока Азии, можно наметить основные особенности региональных структур, таких, как вулканическиз пояса окраинного (окраинно-континен-тального) и внутриконтинентального типов стадии посторогенной активизации и деструкции коры.

Формирование вулканических поясов, связанных с посторогенной активизацией, началом деструктивного процесса вдоль разд-виговых зон глубинных разломов, сопровождается подъемом разу-

плотненной астеносферы и флюидов. Окраинные пояса, особенно начальные фазы широкопроявленного кислого вулканизма трансрегиональных игнимбритовых полей "больших объемов", сопровождаются выносом огромных объемов флюидов, эволюционирующих от более восстановленных форм к более окисленным по мере развития вулканизма (Моисеенко, Сахно, 1982), а по составу они "углеводородные" с С/Н 2. В отличие от них расплавы зон кислого вулканизма внутриконтинентальных поясов формировались'при меньшей флюидонасыщенности и были высокой восстановленности, а состав газов является более ''водородным". Но в рифтовых линейных зонах внутриконтинентальных поясов при сохранении общей специфики возникают локальные структуры с аномально высоким и более окисленным флюидным режимом. Это очаговые структуры, с которыми связаны рудопроявления главным образом порфирового типа.

Известно, что многие хлориды и некоторые фториды петро- и рудогенных элементов при повышенных температурах представляют собой газообразные вещества, которые могут, хотя и в ничтожных количествах, входить в состав восстановленных глубинных флюидов и оказывать влияние на эволюцию магматических расплавов и рудообразование. Например, появление высокоглиноземистых низкощелочных магм может быть следствием привноса некоторого объема алюминия в виде его газообразных хлоридов в магмогенерирующие или промежуточные очаги, а возникновению более кремнекислых разностей пород может, способствовать увеличение содержания кремнезема за счет привноса газообразным фторидом кремния. Подтверждением этого в какой-то мере служит то обстоятельство, что в зонах, где среди редких газов преобладают фтор, широким развитием пользуются кислые и ультракислые продукты вулканизма, в случае преобладания хлора - высокоглиноземистые (Моисеенко, Сахно, 1982).

Выделяются "фторотишые" и "хлоротипные", а также боронос-ные вулканоструктуры и зоны. Фтороносные и бороносные структуры характеризуются устойчивым режимом, проявленным как в магматическую, так и гидротермальную и рудную стадию. Как правило, это флюоритовые (или топазовые) и турмалиновые лавы, экструзии и интрузии или флюоритсодержащие и турмалиновые гидро-термалиты и метасоматигы. Фтороносные структуры развиты в зонах, развитых на кристаллических массивах или в непосредственной близости от них (Баджал, Эзоп, Ям-Алинь и т.д.). Турмалиновые граниты связаны с зонами, развитыми в пределах складча-

- 64 - .

тых структур, сложенных морскими осадками (Мяо-Чан, Селиткан и др.).

"Хлоротипные" зоны не имеют более четкой структурной привязки. Они в большей степени приурочены к глубинным разломам, непосредственно связанным с подкоровыми областями генерации магм среднеосновного состава и процессами дифференциации расплавов. Однако, как показывают режимные наблюдения над действующими вулканитами (БИИ, Суртсей и др.), эволюция фторсодер-жащих и хлорсодержащих флюидов связывается со стадией окисления магматических флюидов. Возможно, это процесс окисления летучих соединений хлоридов металлов. Экспериментально этот процесс подтвержден в хлорной металлургии и используется в практике.

В заключение отметим, что эндогенные флюиды, участвующие в генерации и на ранней стадии кристаллизации мантийных и некоторых коровых магм, имеют восстановленный характер. В составе первичных ювенильных флюидов преобладает водород. Гидрогенизация ими углерода вмещающих толщ выше астеносферного слоя приводит к появлению флюидов существенно метанового состава, которые в магматических процессах участвуют значительно реже первичных.

5. Рудно--магматические системы, их петрологические особенности и режим галогенов

Геофизические исследования рудных районов и конкретных очаговых вулканоструктур, представленных, главным образом, магматическими телами кислого состава, показали, что они имеют глубинные корни, в виде зон разуплотнения, уходящих за пределы коры в мантию. Были получены гравиметрические, магнитометрические и другие данные об аномальной мантии под такми структурами. Это направление в геологии рудных районов активно развивается И.Н.Томсоном, Г.М.Власовым, Н,П.Романовским, А.П.Пет-рищевским, А.А.Сидоровым, И.Н.Котляром, Д.В.Рундквистом, Л.И. Брянским и др. При этом было показано, что определенные характеристики глубинного строения мантии согласуются с типом гра-нитоидных систем и связанных с ними рудных формаций.

Таким образом, выявляется мантийный фактор, влияющий на характер становления магматических систем и их рудный профиль. Таким фактором может быть мантийный плюм, насыщенный глубинными флюидами.

Роль флюидов в генерации магм и переносе вещества, в том числе, и рудного, является определяющей и доказано экспериментально Р.И.Горансоном, П.П.Татлом и др.

Наиболее убедительные данные о составе газов и их роли в магматических процессах и рудообразовании получены при изучении действующих вулканов Т.А.Джаггаром, И.А.Меняйловым, Г.Л. Карповым, С.И.Набоко и др.

Допускается, что глубинный флюид был изначально восстановленный, участвовавший в генерации мантийных магм. Это подтверждается не только термодинамическими расчетами, экспериментальными работами, но и большим количеством данных по природным объектам (Г.Е.Мелтон, Н.И.Хитаров, Н.С.Соболев, Г.Крейг и др.).

Состав газов, закапсулированных во включениях минералов магматических пород вулканоструктур Дальнего Востока различных фаций глубинности и условий кристаллизации изучался с помощью хроматографического метода (^^С^СС^СН^.СС^^У • Определения фтора и хлора в породах проводились методом ионо-селективных электродов, а также микрозондом в гидроксилсодержащих минералах и апатитах. При этом, стало возможным изучение галогенов по составу биотитсв в рудно-магматических системах на магматической, постмагматической и гидротермальной стадиях на основе

использования методики Дж.Муноза ( Muaoz , 1984 ).

Представилось реальным определение £аС1>£щ. £со'£°2' £оп' % .¡.в процессах петро- и рудогенеза. Температура и давление" определялись по природным геотермометрам с учетом различных парагенезисов.

Установлено, что вулканоструктуры и магматические комплексы существенно различаются мевду собой первичной геохимической специализацией на хлор, фтор и другие газы, что дало основание разделить их на ряд типов, характеризующихся определенной спецификой гранитоидов и рудоносностью: фторофильных (3ii,iv,Bs,Ag и др.), ?слорофильных . (Cu,Mo,Au,Pb и др.).

Наиболее ярким представителем первого типа являются РМС с оловянной рудной минерализацией, широко развитые как в окраин-но-континентальных, так и во внутриконтинентальных поясах. Примером структур подобного типа в окраинных поясах является Кавалеровская в Восточно-Сихотэ-Адинском поясе, Омсукчанская в Охотском звене Охотско.-Чукотского пояса (табл. 5).

Во внутриконтинентальных поясах это Баджальская, Комсомольская, Ям-Алшская, Эзопская РМС, расположенные во восточному обрамлению Буреинского массива, Верхне-Аллахская РМС - по западному обрамлению погруженной части Охотского массива (табл.6).

Представителем структур вшорого типа являются Дальнегорская, Пластунская и др. РМС внутренней зоны Восточно-Сихотэ-Алинского пояса,, в, пределах которых проявлено полиметаллическое, медно-молибденовое оруденение . Во внутриконтинентальных поясах это большая группа интрузивно-экструзивных массивов вдоль восточного обрамления Куйдусунской зоны, Муникано-Тонумская структура Селитканской зоны (Вулканические .,., 1984'; Тихоокеанская ..., 1991 и др.). Эти два типа различаются не только структурной позицией, но и составом магматических комплексов, составом и соотношением газов и особенно галогенов (табл. 7).

5.1. Петрологические особенности магматических комплексов рудно-магматических систем

5.I.I. Оловоносные РМС

Среди оловоносных наиболее хорошо изучена Баджальская (Максимов, 1982; Вулканические ..., 1984; Огнянов, 1975; и др.). Обобщающие данные по оловоносным РМС позволяют сделать следующие выводы (табл.Яб ):

I) широким распространением среди магматических образований

- 67 -

пользуются следующие парагенеэисы минералов:

1. Q+Pl50_35+0r+Hyp50_60+Bi^"19 +lin+Ort

??

2. :2+0r80-Pl30_25^i^_100+Ilm+0rt

20

3- :E>:L60-52+H^48+aP:s:36+Q+0r±Bi64+Gr70-30"|-Ilm

4- Or63+Q+Pl+Tu+Gr76_gi

5< P150-«'tHyp50-60+C-Di'45-50+Ilm+Gr75-90+q ?138-3oiGr90-92±Kuasi:Pe±C

РО

1' P143-50+H^50-55+^Cps42-50tHb45i3i53+Gr77-85+nra

a.- Q+0r65+pi40_55+Hyp60_70Bi70_76cpx58_64±Hb4.iim+0rt

9. Q+Pi42_35-f-0r60_50.i-Cpx30+sr35+Hb67+Bi7l+nfflii,;t

10,Pl53-42+Hyp39+Hb44-52'!"Q±Gr84+Ilra+Mt

(Сахно, 1976; Максимов, 1982; Поповиченко, 1992 и др.).

Первые два парагенезиса являются наиболее типичными для зффузивно-зкструзивных липаритов и гранитоидов нормальной щелочности липарит-гранитной ассоциации (Кавалеровская, Байкальская и др. РМС).

Третий и четвертый являются представителями монцогранитной фазы монцонитоидной формации, которая развита в большинстве РМС. Особо следует остановиться на лейкогранитах, которые часто содержат турмалин, флюорит, а также гранат. Для Баджаль-ской зоны это аляскиты в составе силинского комплекса. В Кава-леровской РМС это лейкократовые ультракалиевые дайки липаритов, а также лейкограниты шумнинского комплекса.

Пятый и шестой парагенеэисы сравнительно редки. Они'известны в Байкальской зоне в составе лакского комплекса, в составе богопольского комплекса Кавалеровской РМС, в отдельных струк- . турах Ззопской зоны и т.д. Своеобразны фации с минеральными ассоциациями муассонита, кордиерита, шариков самородного .железа и углерода. Все шесть типов минеральных ассоциаций являются безмагнетитовыми и могут быть отнесены к ильменитовой серии.

Следующие четыре типа парагенезисов. также известны в оловоносных РМС и представляют собой либо отдельные фазы кислого магматизма, либо слагают отдельные вулканоструктуры в составе РМС. В отличие от первых шести парагенезисов они характеризуются появлением в качестве новой минеральной фазы роговой обманки, а также, наряду с ильменитом, кристаллизуется магнетит, т.е.. серия явояется переходной и может быть отнесена к ильме-

нит-магнетитовой.

z) Анализ темноцветных минералов показывает, чю jt.-^

исключения характеризуются высокой железистостью. Устойчивость высокой железистости по мере эволюции"магматизма является отличительной особенностью оловоносных PtiC байкальского типа Для биотитов этих пород следует подчеркнуть одну общую черту: высокую железистость и глиноземистость в лейкократовых гранитах в РМС, где его железистость доходит до 85-100$ (верхне-" урмийские граниты Баджальской РМС). В парагенезисах с гранатом, где в качестве фазы встречается самородное железо (в виде шариков), а также муассонит, гранат отличается наиболее высокой эелезистостыо, а биотит и ильменит отсутствуют, но появляется кордиерит (гранат-кордиеритовые липариты лакского комплекса Баджальской РМС, липариты и игнимбриты богопольског комплекса Березовской ВТС Сихотэ-Алиня и др.). З} В переходных ильменит-магнетитовых сериях (кавалеровский тип РМС) железистость биотита снижается, появляется железистая роговая обманка, что в целом определяет более высокую сте пень окисленности флюидов в магматической системе. Эту же тен денцию имеют -и гр^роксены, особенно ромбические (f =34-3® до 7О/о). Это не характерно для липаритов известково-щелочных пород, а свойственно для толеитовых серий. Такая тенденция характерна для многих оловоносных РМС .(Восточной Чукотки, Сихо-тэ-Алинского пояса, Восточный Китай,' Гуандун и др.).

В кислых породах ильменитовой серии, особенно в дацитах, весьма часто в качестве минеральной фазы встречается гранат. Его железистость в гранат-кордиеритовых липаритах достигает 90-92% и высока кальциевость. В липаритах она снижается до 75 но возрастает спессартиновая компонента (до 17%). Интересны породы, в которых выделяется несколько разновидностей гранатов, встречающихся совместно: альмандиновые и альмандин-спес-сартинового состава. В связи с этим весьма важным являются находки зональных гранатов (Баджальская и Кавалеровская РМС). В них наблюдается снижение марганцовистости к краю зерен, в то время как железистость растет, что во многом определяется высокими температурами и режимом восстановленных флюидов системы. Зональность свойственна и ильменитам. В таких комплексах в ассоциации с ильменитом, гранатом и железистым биотитом обнаружена шпинель, а также углерод.

Таким образом, повышение температуры вместе с восстановленным характером флюидов приводит к повышению эелезистости краевой части граната, но и высокой железистосфи биотитов, как наиболее поздних кристаллизаторов кислого расплава.

Роговые обманки, как отмечалось выше, встречаются весьма ограниченно, главны?,i образом, в ассоциациях, где в качестве акцессория появляется магнетит наряду с ильменитом и железистым гранатом. Для них характерна, как в целом и для всей иль-менитовой и ильменит-магнетитовой серии, высокая железистость. ®ации кислых пород с роговой обманкой в пределах о ловоносных РМС не имеют прямого отношения к рудоносным вулканоструктурам.

В Омсукчанской РМС к переходному типу относится группа гра-. нитоидных массивов - Маяк, Невский, Лево-Омсукчанский, гранито-иды и невадиты Дукатской экструзивно-интрузивной структуры и т.д.

Для первой труппы гранитоидов характерно помимо биотита присутствие роговой обманки, вторая группа представлена исключительно лейкократовыш биотитовыми гранитами и субвулканическими их фациями. Одним из типоморфных минералов является биотит, который как и в оловоносных РМС характеризуется высокой желези-стостью ( f =86-88£) и глиноземистостью (А1'=18-20/5). В породах появляется магнетит, который в некоторых массивах преобладает над ильменитом.

Биотиты лейкократовых гранитов отличаются значительным колебаниями по железистости (от 74 до 99%) и глиноземистости (от 17 до 28$). Это же относится и к содержанию фтора и хлора. Максимальное содержание фтора характерно для Яево-Омсукчанекого массива и невадитов Дукатской вулкано-интрузивной структуры.

Анализ минеральных парагенезисов оловоносных РМС показывает, что они относятся к ильменитовоЦ или ильменит-магнетитовой сериям (ishihara , 1977), или к гранитоидам J-SCii . Первый тип свойственен внутриконтинентальным оловоносным РМС (Баджа-льская, Эзопская и др.), характеризующимся устойчивым составом высокожелезистых темноцветных минералов с ильменитом от ранних к поздним фазам, отличающихся высокотемпературностыо кристаллизации. Второй тип более характерен .для внешних зон окраинно-континентальных поясов (Омсукчанская, частично Кава-леровская и др.), для которых отмечается присутствие, кроме ильменита, еще и магнетита, что является отражением неустойчивости восстановленного режима флюидов эволюции системы.

5.1.2. Халькофильные EMC

К этому типу относится большая группа структур, расположенных во внутренних зонах окраинно-континентальных поясов.

Типоморфными минералами РМС халькофильного профиля являются биотит, пироксены, роговая обманка и магнетит. Минеральная ассоциация, характеризующая этот тип РМС, относится к типичной магнетитовой серии. Наиболее информативным минералом, -позволяющим давать оценку фугитивности кислорода при кристаллизации кислых пород системы, является биотит.

Биотиты по железистости отличаются большими колебаниями (от 30 до 65%). Наиболее магнезиальными являются биотиты из диоритов и монцодиоритов. В гранитоидах и гранитах с ростом кремне-кислотности растет железистость пород. Но даже в лейкократо-вых породах она не превышает 70-72$ (при отсутствии роговой обманки в парагенезисе с магнетитом).

При сравнении составов биотитов с биотитами из оловоносных и оловосодержащих РМС обнаруживается их высокая и средняя маг-незиальность, колебания в содержании галогенов и сравнительно небольшой их объем.

Другие темноцветные минералы клино- и ортопироксены, роговые обманки в группе пород магнетитовой серии также являются магнезиальными. Их железистость сопряжена с ростом кремнекис-лотности пород, но не поднимается выше средних значений. Что касается глиноземистости и кальциевости ромбических пироксенов, •л , то они колеблятся в значительных пределах и зависят от температуры; давления и т.д.

-•--«> Таким образом, гранитоиды и кислые вулканиты, слагающие >-'-■' РМС этого типа, относятся к магнетитовой серии ( IshiharjiI977).

Наиболее типичными представителями этой серии являются гра-.нигоиды и кислые вулканиты Дальнегорской РМС, расположенной в пределах одноименной обширной вулкано-тектонической структуры во внутренней зоне южной части Восточно-Сихотэ-Алинского пояса.

В Дальнегорской РМС выделяются два блока: Дальнегорский, в пределах которого размещены свинцово-цинковые и борное месторождения, и Краснореченский с полиметаллическим и оловянным оруденением. Последний блок тяготеет к внешней зоне пояса.

Во внутриконтинентальных поясах и зонах наиболее изученными являются магматические породы Муниканской и Тонумской ВТС,

_ 71 -

представляющие собой восточный фланг Селитканской зоны.

Биотиты этих комплексов характеризуются низкой железисто-, стью. Это свойственно не только вулканическим породам, но и фациям интрузивных пород в гранитоидных массивах ( £=50-605?), при относительно низкой и средней глиноземистости (А1'=17-1ЭД. исключение составляют гранитоидные массивы, структурно связанные и имеющие генетическое отношение к рудным месторождениям (Дальнегорский, Партизанский и др. массивы, £ =-35-69%). Роговые обманки также имеют невысокую железистость {± =30-55%). Характерны и составы магнетитов в породах этой серии. Они характеризуются высокой долей окисной компоненты.

Сопоставление двух серий, составов минеральных фаций показывает, что типоморфными минералами ильменитовой серии являются ассоциации темноцветных минералов с высокой железистостью. Это так назуваемая безмагнетитовая ассоциация, в которой основная окисная фаза представлена ильменитом. Одной из разновидностей серии является гранат (альмандин) - ильменитовая ассоциация с железистым биотитом, гиперстеном и сфеном. Редкой ассоциацией может быть гранат-муассонитовая с самородным железом и углеродом в виде акцессорных количеств. Магнетит как акцессорный минерал в породах этой серии появляется в фациях (чаще экструзивных), где намечаются условия повышенного потенциала натрия и водосодержания, что приводит к кристаллизации роговой обманки (Аракотская фаза Баджальской, лейкократовые граниты Ом-сукчанской и др оловосодержащих РМС).

Для магнетитовой серии типоморфными являются ассоциации темноцветных минералов с низкой и средней железистостью, появление роговой обманки, магнетита и других окисных фаз, иногда, наряду с ильменитом. Соотношение магнетита и ильменита позволяет выделить целый ряд промежуточных типов: ильменит-магнетито-вый, ильменитосодержащий и т.д., а для гранитоидных пород ряд от ,1-типа,а-тс,,7-зс до э -типа т.е. со снижением ±'о2 при кристаллизации последних.

Определения в магмах показывают, что фугитивность

кристаллизации этих типов гранитоидов колеблются в больших пределах и измеряются не менее чем двумя-тремя порядками равновесия газовых фаз в интревале устойчивости полей между буффер-ными кривыми кварц-магнетит-фаялит ((¿№ ) - графит (С).

- 72 -

5.2. Режим галогенов рудьо-магматических систем

Методическая основа изучения влияния активности галогенов в петрогенезисе и рудоносности по концентрации фтора и хлора в гидроксильной группе биотитов была рассмотрена в работах Дк. Муноза, А.Свенсона, В.Гунова, СДудингтона и др. ( Muñoz , 1984; Muñoz,Swenson 4 1981; Gunow et al. , 1980 и др.). Это позволяет использовать данные по содержанию галогенов при исследовании режима кристаллизации магматических пород и комплексов и на количественном уровне получить соотношения фугитивнбсти ^hf^'h О^' ^HCl/^H о^ ' ^HF^HCl^' соотношения P/Oí!, CL/Ol-l и т.д. , которые, как показывают экспериментальные исследования, зависят от условий кристаллизации (Р, fog кислых магм.

Возможность получения данных по 1'о2из различных комплексов основана на термодинамических расчетах по газовым равновесиям при анализе мономинеральных фракций хроматографическим методом, либо расчетным способом по составу биотитов из различных расно-весных минеральных ассоциаций (iv'onps.Eugster , 1965; ¿¡реа-сег, Lindslej, 1981; V/ones , 1989 и др.).

Определения фугитивности Н^ по активности аннита в гранитои-дах (Аранович, 1983; ¡/iunos, 1984; Muñoz, Lundington, 1974; Ав-ченко, ВалуД, 1991) показывают, что магматизм оловоносных структур на всем этапе его развития отличался восстановленным характером флюидов. При этом, наиболее ранние фазы гранитоидного магматизма, часто представленные вулканическими и субвулканическими экструзивными фациями, характеризуются высокотумпературным режимом и восстановленностью флюидов на уровне буфера Ni/Nio (гербинская и урмийская фазы Байкальской зоны, Достачанская и Ниткинская фазы Верхие-Аллахекой РМС). По мере эволюции истемы в фазе среднего этапа высокотемпературных эффузивно-эструзивных фаций наблюдаются резкие колебания степени окисленности, т.е. характерен переход магматической фации из ильменитовой серии в переходную ильменит-магнетитовую. Рудоносные фазы магматизма РМС - лейкократовые граниты как низкотемпературные фации и наиболее флюидонасыщенные образования , тем не менее отличаются высокой степенью.восстановленное™ газов, но в отличие от высокотемпературных экструзивных робразований этой фазы магматизма они имеют несколько повышенную фугитивность кислорода и более низкую фуги-тивность водорода. Однако восстановленность сравнительно высока ( loEfo = ~ 16,5-17,1, поле активности аннита б пределах 0,3-0,4

- 73 _

Фугитивность водорода для биотитов интрузий оловоносных гранитоидов (граниты J-SCH типов) резко повышена в сравнении с биотитами других формационных типов и структур (например, силинского комплекса Байкальской зоны; новогорского - Кавале-ровской РМС и т.д.). Этим объясняется их высокая железистость.

Повышение магнезиальности биотитов в монцонитоидных комплексах (силинский, новогорский и др.) идет при снижении фуги-тивности Н£ и повышении фугитивности кислорода, что сопровождается распадом аннитовой составляющей. Его активность находится на изолинии 0,01 (рис. 8).

Фтористость и хлористость флюида в оловоносных РМС и их роль в петрогенезисе и рудогенезе гранитоидов может быть рассмотрена на основе конкретных магматических комплексов Баджа-льской, Верхне-Аллахской структур, а также частично Омсукчан-ской.

Среди оловоносных РМС наиболее высокими содержаниями по фтору отличаются магматиты, а среди них лейкократовые граниты 0м-сукчанской и Верхне-Аллахской структур, в мменьшей степени -Баджальской и Кавалеровской. По соотношению log(íycl)3i рудоносные лейкократовые граниты Баджальской и Верхне-Аллахской структур близки по своим параметрам, но эволюция в этих системах имеет свой тренд. В Баджальской РМС от начальных фаз к заключительным она остается примерно на одном уровне. В 0м-сукчанской структуре эти соотношения значительно колеблятся, но в целом активность фтора весьма высока. В связи с этим и различная величина отношения фугитивности фтора и хлора в этих комплексах C^ftf^^HCl^ • Баджальской и Верхне-Аллах-

ской структур она находится в пределах - 2,00 , для Омсукчан-ской - меньше - 2,00 (табл. 7 , рИс. 9).

Фтористость флюида в рудоносной стадии кристаллизации магматических серий РМС резко возрастает в Омсукчанской структуре. Наряду с повышением фтористости флюида снижается HgO и возрастает общая восстановл^нность газовой фазы. Отражением этого процесса является устойчивость самородных элементов как в, магматической стадии, так и в гидротермальной , и широкое проявление в рудной фазе самородного серебра, цинка, свинца и т.д. (Шилимонова, 1991).

В оловорудных полигенных структурах, помимо гранитоидных интрузий, о'лизкоодновременно внедрены глубинные монцонитоиды , флюидная фаза которых отличается более высокой окисленностью

- 74 -

( í'ü2 = -12,5^-14,0) и высокой фугитивностью хлора (log ^Hi^HCl51 -3,2*3,5). Такое совмещение высоковосстановлен ных фторсодержащих и окисленных хлорсодержащих интрузивных фа в полигенных РМС по нашим данньм имеет важное значение для ру доносности магматических комплексов и характера рудных формаций.

В полиметаллических рудно-магматических системах фугитивно-сть кислорода значительно выше как в высокотемпературной, так и гидротермальной стадиях. Возрастает фугитивность хлора по отношению к фтору. При этом наблюдаются значительные колебания параметров %¡?>f£d (та(5л. 7, рис. 9). В качестве примера ' таких структур приводятся данные по Муниканско-Тонумской РМС, а также другим структурам, расположенным вдоль южного обрамления Охотского массива, с гранитными плутонами которых связаны порфировые, молибденовые и золоторудные рудопроявления, относящиеся к магнетитовой серии. Во-первых, они характеризуются, как.правило, значительно меньшими концентрациями фтора, чем это свойственно оловоносным РМС. Соотношения í'/01 и F/OH отличаются низкими величинами. Резко возрастает фугитивность хлора. В гидротермальных фациях сдвиг в сторону более окисленных и более высокой концентрации хлора еще более значительный. Резко возрастает объем воды в газовой фазе в предрудный этап.

По параметрам флюидного режима (log fHP^fHCl' и т.д.,).

они близки к гранитоидным плутонам Западный штатов США, с которыми связаны известные месторождения молибдена и меди порфирового типа (Santa Hita, Henderson И др., Ague , Br iiihall, 1988).

В заключении следует подчеркнуть основные рузультаты изучения режима газов и галогенов рудно-магматических систем:

По составу газов в минералах, фтора и хлора в биотитах пред ставляется возможным разделить гранитоиды на петрогенетичес-кие типы: полигенные и анатектоидные базальтоидного и андези-тоидного ряда.

На основе расчетов получить параметры флюидного режима для каждой группы гранитоидов £нс1,£ш?»*й2° и

По концентрации галогенов выделяются фтороносные лейкокра-. товые гранитоиды РМС, развитые в сводовых поднятиях на древних массивах и миогеосинклинальных складчатых структурах с мощной корой и глубинными мантийными "корнями" в виде зон разуплотнения. Для них свойственна высокая восстановленность

.■•азов, их устойчивый режим от ранних к поздним фазам, высокая юля фтористоводородных соединений в составе флюидов, высокотемпературный характер кристаллизации, низкая фугитивность кислорода (безмагнетитовый тип гранитов). С такими гранитои-1ами сопряжены крупные месторождения Sn->v высокотемпературных формаций. Наиболее продуктивными структурами являются се, в которых совмещен коровый гранитоидный и глубинный магматизм (баджальский подтип).

В группе оловоносных РМС вцделяется подтип (кавалеровский, >мсукчанский) в составе которого, помимо лейкократовых грани-гоидов и ультракалиевых даек, существенную роль играют глу-Зинные интрузии (монцонитоиды, ультаосновные и т.д.). Для шх свойственна смена режимов высокой восстановленности и пористости на более окисленные и хлорсодержащие газы, имею-•щ. пульсационный характер. Эта серия гранитоидов по содержа-шю окисных фаз колеблется от ильменит-магнетитовой к магне-гит-ильменитовой серии. Это определенным образом сказывается ! на характере рудоносности (олово-полиметаллической, сереб-)о-полиметаллической и т.д.).

Высокой хлороносностью отличаются гранитоиды РМС, являю-¡иеся производными базальтоидного ряда. Среди них по соотно-¡ению F/Cl, ^Osi^hcI'^hf выделяются несколько подтипов, с соторыми связаны месторождения Cu-Mo, Pb-Zn и другие. Наибо-iee устойчивые параметры флюидного режима отмечаются для гран ттоидных массивов, характеризующихся высокой степенью окис-генности газов ( ыь-серия), с которыми сопряжены молибдено-1ые и медно-молибденовые рудопроявления порфирового типа.

По соотношению фтора и хлора в биотитах представляется юзможным в РМС проследить эволюцию режима галогенов и дру-■их газов от магматической стадии до гидротермальной, что юзволяет прогнозировать потенциальную рудоносность' и тип руденения. Классификация гранитоидных массивов по величине [араметров флюидного режима дает надежные критерии количест-енной оценки при сравнении рудоносных и нерудоносных плуто-ов РМС.

- 76 -

6, Восточно-Азиатская система континентальных поясов. Геодинамика и магматизм

Общеизвестно, что магматизм вокруг Тихого океана является полициклическим и полихронным. Полихронность его развития доказывается прежде всего приуроченностью к одним и тем же структурам, чаще всего к глубинным разломам разновозрастных магматических комплексов. Так, для Востока Азии многие разломы существовали на протяжении всего фанерозоя. К ним как магмогенериру- . ющим структурам приурочены магматические образования, слагающие протяженные многофазные, полихронные массивы. Датировки возрастов многофазных внедрений в батолитовых поясах, основанных на K-Ar, u-P'd и НЪ-Зг методах, показали, что некоторые массивы представлены разновозрастными телами с диапазоном формирования от раннего палеозоя до позднего мела. Так, многие массивы плутонического пояса Юго-Восточного Китая сложены фазами с возрастом от 210-230 до 80-140 млн.лет, т.е. магматическая активность неоднократно проявлялась на протяжении 100-120 илн.лет и была связана с одними и теме же структурами и зонами генерации магм (Чжугуаншаньский массив). Это же свойственно массивам батолитового пояса Сьерра-Невада, Южной Аляски (Alaska Ranges Talis etue Mountains plutonio belt : 180-160,80-45, 24-40 млн.лет), Юго-Восточной Аляски (.плутонические пояса с возрастом 110—105 до 20,-30 млн.лет) и др.

Как уже отмечалось выше, структурами, которые контролируют длительность развития магматизма, являются глубинные разломы, представляющие собой .сутурные линии или зоны столкновения коллизий крупных геоструктурных блоков, вдоль которых проходят движения горизонтальные и вертикальные. Вертикальные движения сопровождаются развитием разломов, глубина которых будет определять характер магматизма от степени влияния мантийного подтока вещества под ним. При горизонтальном движении при фронтальном сжатии или косом скольжении в зависимости от этого возникают либо условия сжатия и плавления в 'верхней коре без участия глубинного вещества и формируются гранитоиды Б -типа, либо условия растяжения и проникания по разломам глубинных выплавок с -определенной долей плавления корового вещества. Так формируются гранитоиды J -типа.

Формирование вулканических и плутонических поясов является особенностью не только Тихоокеанского пояса. Они широко известны

в Альпийско-Гималайской складчатой области, на Бирмано-Тайиланд-ском участке складчатой системы, на Малаккском полуострове и в Индонезии (о.Борнео и др.). Как и в циркумпацифическом вулкано-плутоническом псясе, здесь они формируются на границе двух крупных плит: Индийской и Евразиатской. Формирование их связывается с встречным движением этих плит в позднем мезозое, с закрытием палеотетиса в ин.цосинийское и яньианьсксе время тектонических движений, приведших к "скучиванию" и нацвигсобразованию на границе блоков вдоль'сутурных швов, с которыми связан офиолитовнй меланж/ Параллельно им вытянуты протяженные пояса батолитов (Трансгамалайский, ъирмано-Малайский и др.) и континентальные пояса вулканитов. Модель такой взаимосвязи была рассмотрена на примере Сихотэ-Алинской складчатой области при анализе плутонических и вулканических комплексов.

Б североамериканском звене плутонического пояса особое место занимает батолит Сьерра-Невада, вытянутый более чем на 400 км с севера на юг через восточную часть Калифорнии и шириной в 80100 км. По данным абсолютного возраста на основе и-РЬ метода диапазон формирования батолита измеряется от 210 млн. лет до 88 млн. лет. Выделяется несколько фаз: 210, I86-I5L, I55-I2b, 125-88 млн.' лет. Среди меловых гранитои.дов омоложение фаз отмечается в западном направлении. Центральная часть батолита представлена внедрениями с интервалом в 155-125 млн. лет.

Таким образом, формирование батолитов Сьерра-Невада было полихронным с общим омоложением в западном направлении.

Циркумпацифический плутонический и вулканический пояс не менее активно проявлен и в Южной Америке: в Боливийских, Перуанских и Чилийских Андах.

В Азиатской ветви Тихоокеанского пояса размещение плутонических, вулканических поясов является более сложным. Если учесть блоковое строение Восточно-Азиатской окраины, а также юго-западной части Тихоокеанского сектора, включающих Австралийскую, Индийскую плиты и наличие окраинных и внутренних морей, то в соотношениях плутонических: поясов относительно сутурных линий намечается та же тенденция. Наиболее ярко это проявлено в Lro-Boc-точной Азии.

Анализ геологических данных в последнее десятилетие (тapportai ег et ai. , 1986; Lu Fort , IS86; Girardeau et al. , I98b; Àîattauer , 1986; Suensilpong et al. , 1983; GfcoloQr oï China, 1986; и .др.) показывает, что развитие плутонических поясов в

позднем фанерозое в Юго-Восточной и ЮжноП Азии сопряжено во вс мени и структурно с этапом коллизии на границе этих блоков и разделяющие их сутуры являются наиболее активными в отношении тектонических и магматических процессов. С ними связаны поздне мезозойские плутонические пояса Центрального Сихотэ-Алиня, 10го Восточного Китая и Юго-Восточной Кореи.

Обзор особенностей размещения плутонических и еулканическ поясов в структурах обрамления Тихого океана показывает, что с; ществует определенная закономерность и эталность в их развитии Прежде всего это области больших горизонтальных сжатий, которы возникают при встречных фронтальных движениях, области скучива-ния, увеличения мощности коры. Они характеризуются и определенны!.™ геофизическими особенностями: повышенным тепловым потоком зонами роэуплотнения в коре и мантии под ними, изостазической нескомпенсированностью, высокой скоростью "всплывания" (как пр; вило, это высокие горные массивы) и т.д.

Плутонические пояса гранитоидов приурочены к краю жестких структур, к глубинным разломам длительного развития, как правило, являющихся б период горизонтальных движений сутурными швами. Часто к ним приурочены и узкие геосинклиналькые троги, развивающиеся на древнем жестком фундаменте кратона или вдоль его края. Помимо геологических и геофизических особенностей они характеризуются и своеобразием составов.

Вулкано-плутонические пояса развиваются параллельно плутоническим, но являются не всегда обязательным элементом такой ассоциации. В-некоторых случаях они отсутствуют (Аляскинский отрезок Американской ветви плутонического пояса) или редуцированы. Тем не менее в большинстве они сопряжены с плутоническими и, как будет показано ниже, обусловлены едиными причинами.

Для объяснения формирования плутонических и вулканических поясов, развитых на континентальной окраине, предполагается механизм субдукции андийского типа, в котором главным элементом является поддвиг одной плиты под другую.

Результаты глубоководного бурения вблизи островных дуг часто не подтверждают наличие необходимых структурных элементов (Тихоокеанская окраина Азии. Геология. 1969 г.). В последние годы во многих регионах были открыты и подтверждены проявления надвигообразования, скучивание, в том числе и в океане, а также в островных дугах (северный фланг Тонга и др.). Обдуцирован-ше покровы и "коллаж" наиболее ярко проявлены между Индийской

. - 79 -1>_,

, и Евразиатской плитами в зонах стыка Тихо-

океанской плиты с юго-восточной частью Азиатской (о-в Тайвань, 1ндонезия и др.). Это доказывает проявление фронтального сжатия -[ надвигообразования с обдуцированием пород сфислитового комп-;екса вдоль сутурных швов. В зонах сжатия, как было показано ;ыше, формируются поля батолитов параллельно сутурным швам. Следующим этапом таких движений является появление целой серии пара-:лельных разломов,' часто .древних, вдоль которых начинаются гори-онтальные движения противоположных направлений. Это было показа-о на примеое Сихотэ-Алиня. Система параллельных разломов и эле-енты горизонтальных движений вдоль них отмечаются многими иссле-рвагелями по иго-Восточной и ¡Ьжнсй Азии, юго-западной части Тихо-о океана и Американского побережья.

Интересны данные относительно горизонтальных движений вдоль азломов на границе Индийской плиты и Юго-Западной Азии в участках азвития плутонических поясов Таиланда и Малазии приводятся в по-ле.дней работе .II. Таппонниера и его коллег (Тарропгиег е!" а1. ,, 986), в также в работах китайских геологов ( Хц ей а1. , 1987).

В связи с этим формирование вулканического пояса приурочено этой системе поперечных разрывов, развивающихся вдоль ерии глубинных разломов, которые в данном случае выступают как инамические пары. Примером таких разломов являются разломы Ьго-осточного Китая, Лишуй-Хайфэнский и Чандэ-Наньао, между которы-и размещен Восточно-Китайский вулканический пояс, Восточный и ентрально-Сихотэ-Алинский для Восточнс-Сихотэ-Алкнсксго пояса, лубина проникновения этих разломов, а также надвигов между нии определяет характер проникания расплавов, степень влияния антийного вещества (флюидов к расплавов). Нормирование же само-о пояса связано с развитием рифтоподобноги прогиба, в основании оторого создается "базальтовая подушка", что подтверждается гео-азическими данными и геохимическими и петрохикическими особен- . гстями.

При увеличении давления формируется система сколов и движе-:ия вдоль них отдельных блоков ( Тарроглиег а1. , 1986). Ин-ерпретируя эти данные, можно заключить, что система разломов и арактер движений по ним, а также элемент расхождения определяют арактер магматизма: преобладающий базальтовый - при больших коростях расхождения, щелочно-базальтовый - при медленных и реднекислый - при весьма ограниченных, когда роль глубинного атериала сводится к влиянию глубинных флюидов, проникающих в ору и способствующих ее плавлению.

- 80 -

ЗАКЛЮЧЕНИИ

Континентальная часть Востока Азии на позднемеэозойском-раннекайнозойском этапе развития представляет собой активную окраину 'зоны перехода океан-континент. Изучение магматизма этого этапа позволило сделать следующие главные выводы:

1. Вулканизм был сосредоточен в линейных вулканических поясах, которые являются по характеру взаимоотношения с породами фундамента континентальными, заложенными на структурах различных этапов консолидации: древних кристаллических массивах, складчатых областях вдоль глубинных разломов.

2. Выделяются два типа вулканических поясов: I) окраинно-континентальнае, линейные'протяженные структуры, которые слагают почти непрерывную полосу от Чукотки до Южного Китая и представляющие собой планетарные образования, которые формировались в зоне взаимодействия континентального блока Евразии и океанической плиты; 2) внутриконтинентальные пояса и зоны располагаются в пределах геоблоков как внутри, так и по их окраине. Среди них выделяются : а) пограничные, которые формируются на стыке геоблоков, наследуя древние разломы и сутурные швы, образуя рифтоподобные структуры вдоль их окраин, б) транзитные пояса и зоны, представляющие собой систему линейных грабенов

и впадин вдоль протяженных разломов, пересекающих геоблоки (система Кукан-Таньлу).

3. Окраинно-континентальные пояса Востока Азии,как структуры трансрегионального масштаба, которые вместе с Американскими слагают Циркумпапифический магматический пояс вокруг Тихого океана, обладают общими чертами развития, глубинного строения, этапностью формирования, устойчивым характером петрохимическо-го профиля вулкано-плутонических образований, переокеанической зональностью, свойственными всем поясам Тихоокеанского обрамления.

4. Внутриконтинентальные пояса,как структуры регионального масщтаба, вулканическая активность в которых зависит от мобильности блоков и межблоковых коллизий, а также эндогенной активизации, отличаются разнообразием глубинного строения, эволюцией и этапностью магматизма, петрохимическим профилем, который в большей степени (особенно для средне-кислых пород) определяется составом фундамента. Но в пределах каждого геоблока

намечаются определенные устойчивые черты петрогеохимического состава вулканических пород. Для вулканических ассоциаций внутриконтинентальных поясов и зон характерен перикратонный тип зональности. Наиболее четко это проявлено при сравнении вулканических пород пограничных и внутрикратонных зон.

5. Анализ геологических данных позволяет выделить этапы магматизма континентальных поясов Востока Азии. В окраинных поясах выделяются три этапа: I) этап большеобъемных извержений - лавовых образований основного состава в зонах растяжений, игнимбритов "больших полей" в зонах сжатия; 2) этап формирования очаговых структур и кальдерных комплексов с "протяженными" ассоциациями базальт-липаритового ряда; 3) этап бимодального вулканизма в очаговых структурах и покровных излияний в начальных фазах рифтовых структур.

Этапы магматизма окраинных поясов выдерживаются во всех звеньях Восточно-Азиатской системы и соответствуют геодинамическому режиму их развития.

Во внутриконтинентальных поясах и зонах этапность развития вулканизма выдерживается только в пределах отдельных зон и струутур. В яепрессионных она имеет моногшклическое строение, представленное фазой , преимущественно, базальт-андезитами раннего цикла с небольшой долей кислых лав . В сводовых поднятиях этапность проявлена более четко: ранними андезито-базаль-товыми и более поздними липарито-данитовыми извержениями. В структурах, заложенных на гетерогенном основании и в крупных очаговых структурах, ранний цикл редуцирован, но широко проявлен кислый, а более поздний - породами с повышенной щелочностью и основностью (латитовый комплекс).

о. Анализ петрохимических данных пород континентальных поясов позволяет отнести большую часть магматических образований к известково-щелочной серии, среди которых по уровню калия можно выделить несколько подтипов. В окраинных поясах большая часть пород известково-щелочной серии относится к средне- и высококалиевым подтипам, при этом намечается поперечная зональность: увеличение концентрации калия и некогерентных элементов к внешним зонам. К западным флангам пояса тяготеют вулканост-руктуры, в которых развиты шошонит-латитовые разновозрастные комплексы с устойчивой эволюцией от ранних циклов к поздним.

"Нестандартный" тип эволюции -свойственен для очаговых струр тур, для которых характерна высокая рудоносность.

В целом для пород окраинных поясов в вертикальном ряду -формации намечается увеличение общей щелочности и особенно натри-евости к заключительным фазам.

Во внутриконтинентальных поясах широкое развитие имеют пор ды известково-щелочной серии. В рифтогенных депрессиях внутри-кратонных зон известны базальтоиды с ярко выраженной толеитово эволюцией (Тырминская депрессия).

Высоким уровнем щелочности и особенно по содержанию натрия средне-основных породах отличаются магматические комплексы Центрально-Китайского блока. Для них свойственен высокий урове бария и дефицит стронция.

Анализ распределения микроэлементов, изотопные данные по..".з вают, что породы известково-щелочной серии континентальных поя сов имеют субксровое происхождение. Это же относится и к кислы магмам окраинных поясов, что подтверждается относительно низки, ми величинами отношений изотопов строниия. В отличие от. них, в кислых вулканитах внутриконтинентальных зон крупных сводовых поднятий роль корового материала была более существенной.

7. Изучение флюидов показало, что магматические серии окраш ных поясов, на ранних этапах формируются в обстановке повышенны: концентраций летучих компонентов, в .природе которых эндогенная составляющая играла большую роль. Пониженная проницаемость поре способствовала конпентраиии летучих в основании коры, что определило широкое развитие кислых пород известково-щелочной серии, Состав первичных газов характеризовался высоким С/Н.

Во внутриконтинентальных зонах формирование вулканических пс род и особенно кислых расплавов проходило под воздействием боле восстановленных газов с устойчивым потоком от ранних до поздню фаз. Его состав определялся высоким отношением Н/С, но в объемном отношении он был на порядок ниже, чем в окраинных поясах. Учитывая геологические особенности, а главное геофизические даь ные, можно предполагать глубинный источник флюидов, главным образом, водородного состава (фтор-водородный состав) и связывать его с подъемом мантийного клина (плюма). Рифтогенный харак тер вулканизма, высокая проницаемость коры этих структур, обусловили снижение концентрации флюидов во внутриблоковых поясах появление толеитовых серий при высоком уровне восстановленной

■азовой фазы в.зонах., В сводовых поднятиях очаговых структур, 'азвитых на границе погруженной части кристаллического массива

складчатых комплексов, высокая концентрация флюидов и высокая х восстановленность способствовали плавлению пород коры и развитию известково-щелочной серии вулканитов кислого состава.

8. Рудоносность континентальных поясов, главным образом, >еализовалась в очаговых структурах длительного развития. Как равило, рудоносность таких структур отличалась широким разви-ием кислого магматизма, высокой концентрацией флюидной фазы, собенно к заключительным этапам, высокой ролью галогенов в гагматическом и рудном процессах. Эти структуры, как рудно-агматические системы (РМС), имующие глубинные "корни" на осно-е изучения галогенов в гидроксилсодержааих минералах (биоти-ы, амфиболы) в гранитоидах РМС могут быть разделены на типы: ) гранитоидных массивов с высокой фтороносностью и высоким ровнем восстановленных'газов; б) гранитоиды с высоким содержанием хлора и :зысокой степенью окисленности газов. Для первых войственен лейкократовый (кислый магматизм)и оловоносный тип удных формаций. Для оловоносных РМС выделены два подтипа -аджальский, с высокой восстановленностьга, устойчивым режимом азов и высоким содержанием фтора от ранних к поздним фазам; торой подтип -- кавалеровский, для которого параметры газовой азы и особенно галогенов имели неустойчивый режим. Как для ервого, так и второго подтипа роль глубинного фактора велика, о для комсомольского она значительно выше, что и определяет го рудный профиль. Это согласуется с представлениями А.ДДег-ова (Щеглов, 1993).

Для "хлороносных" гранитоидов характерен широкий спектр гра-итоидов магнетитовой серии (гранитоиды j-шо, j-ivc и др.), с оторыми связаны рудные формации халькофильного профиля.

Каждый тип гранитоидов характеризуется определенными пара-етрами фугитивности ( £0 >£щ?,:Снс1^ > температурным режи-ом кристаллизации, что дает количественные критерии диагнос-ики рудоносных и безрудных систем, а также определение возпож-ого типа минерализации.

9. Геологические, геохимичесие и геофизические данные по онтинентальннм поясам Востока Азии позволяют рассмотреть мо-ель их формирования . Структурная геохимическая и рудно-магма-яческая зональность позволяют предполагать, что формирование

окраинных поясов связано с сейсмофокальной зоной. Главенствующая обстановка сжатия и наличие астеносферного поднятия вдоль всей активной континентальной окраины определяют общий характер вулканизма окраинных поясов, способствуют перераспределению вещества, а поэтому этот процесс имеет конструктивный характер, способствует "континтализации" коры.

Во внутрикоитинентальных поясах, вулканизм, связанный, главным образом, с рифтогенным • процессом , является деструктивным (для внутрикратонных зон в транзитных поясах , но в пограничных он способствовал формированию новой коры).

По защищаемой теме опубликовано 157 работ, из которых наиболее вадными являются следующие:

Монографии

1. Вулканические зоны Среднего Приамурья. Новосибирск: Наука, 1976. - 100 с.

2. Поведение золота и серебра при осадконакоплении, вулканизме , метаморфизме. Новосибирск: Наука, 1974. - 103 с. Соавторы В.Г.Моисеенко, М.А.Михайлов.

3. Геология Тихоокеанского подвижного пояса и Тихого океана. Том. 2. Магматизм и тектоника. 1.: Недра, 1978. - 249

(ред. Л.И.Кра сный).

4. Строение земной коры и верхней мантии в зоне перехода от Азиатского континента к Тихому океану. Новосибирск: Наука, 1976. - 367 с. (ред. А.Л.Яншин}.

5. Глубинные флюиды, вулканизм и рудообразование Тихоокеанского пояса. М.: Наука, 1982. - 191 с. Соавтор В.Г.Моисеенко

6. Вулканические пояса Востока Азии. М.: Наука, 1984.

- 504 с. (ред. А.Д.Щеглов).

7. Тихоокеанская окраина Азии. Магматизм. М.: Наука, 1991,

- 264 с. (ред. А.Д.Щеглов, С.С.Зимин).

8. Геологическая карта Тихоокеанского подвижного пояса и Тихого океана. М.-б 1:10000000. Л.:Недра, 1973 (колл. авторов под ред. Л.И.Красного).

Статьи

9. К вопросу о происхождении игнимбритов и туфолав меловых вулканогенных толщ Юга Дальнего Востока // Тр. Всесоюз. сим-поз. " Туфолавы и игнимбриты". Тр. лаб. вулканологии. М.: Изд. АН СССР, 1961, вып. 20.

10. Условия накопления, состав и продукты выветривания туфов Тырминской впадины И Геология и геофизика, 1962, )Г» 4 (Соавтор Ю.Б.Устиновский).

11. Некоторые особенности мезозойского вулканизма в различных структурно-фациальных зонах Юга Дальнего Востока

// Тр. 1-ой Всесоюз. конф. по геологии и металлогении Тихоокеанского рудного пояса. В кн.: Геология и металлогения Советского сектора ТПП. М.: Изд. АН СССР, 1963.

12. К вопросу о происхождении включений ульграосновных

- 86 - "

пород в базальтах Юга Дальнего Востока // Изв. АН СССР, сер. геол., 1963, № 8 (соавтор Е.П.Денисов).

13. Особенности эффузивного магматизма мезозойского этапа активизации восточной части Северо-Восточного выступа Китайской платформы// Тр. Ш Всесоюз. петрограф, совещ. В кн.: Маг матические формации. М.: Наука, 1964

14. The genesis of ignimbrite and tufflavas in the Creta ceous Volcanite Sequence of the Par East // Symposium "Tuff-lavas and ignimbrites". Ilew-York by Earl P.Cook, 1966.

15'. Origin of ultrabasic inclusions in basalts in southern Far East // Intern. Geol. Rev., 1966 (соавтор Е.П.Денис

16. On Possible composition of the upper mantle under Pacific Ocean and adjoining landmasses, as suggested by the Study of ultrabasic rocks inclusions // Ab3tr. of papers the elements Pacific Science Congress. Japan, 1966, vol. 3.

17. Геохимия эффузивов Тихоокеанского пояса и проблемы

• первичных источников рудного вещества // Тр. ТУ Всесоюз. петрографич. совещания. М., 1969 (соавторы И.Н.Говоров, Э.Д. Голубева).

18. О нижнемезозойской спилит-диабазовой формации Восточ-но-Сихотэ-Алинского и Наданьхада-Бикинского прогибов // В кн

. Осадочные и вулканогенные формации Дальнего Востока. Владивосток, сообщ. ДБФ, сер. геол., вып 27, 1968 (соавтор М.А. Михайлов).

19. Включения в лавах Тихого и Индийского океанов и их пет рогенетическое значение // Тр. 1У Всесоюз. петрографич. совев

* М., 1969 (соавторы И.Н.Говоров, Э.Д.Голубева, Н.А.Куренпова).

20. Особенности геохимического состава базальтоидов и шпи-нелевых перидотитов вулканов Тихоокеанского пояса в связи с проблемой их происхождения // Тр. 1-го Всесоюз. симпоз. "Коре ные породы дна океана", М., 1969 (соавторы И.Н.Говоров, H.A.i ренцова, Э. Д.Голубева).

21. Гранаты в позднемезозойских эффузивах Баджальского хребта (Хабаровский край) // ДАН СССР, 1970. т. 193, № I (соавтор Е.А.Лаговская).

22. 0 раннемезозойском вулканизме • юга Дальнего Востока // Тр. 1-го Дальневост. петрограф, совещ. В кн." Магматические комплексы Дальнего Востока", Владивосток, 1971 (соавтор М.А.Михайлов).

23. Кислый вулканизм Дальнего Востока и проблема происхож-юния кислых магм // 15 Междунар. Генеральная Ассамблея, сек-дея вулканологии. М., 1971.

24. Минеральные фации гранатовых андезитов и дацитов позд-гемезозойских эффузивов Дальнего Востока и условия их формиро-зания Н Тр. 1-го Дальневост. Петрограф, совещ. В кн.: Магматические комплексы Дальнего Востока, Владивосток, 1971 (соавтор Е.А.Лаговская).

ь 25. Минеральные ассоциации вкрапленников позднемезозойских эффузивов Дальнего Востока и вопросы генезиса некоторых типов зулканических пород П Тр. 1-го Дальневост. Петрограф, совещ. 3 кн.: Магматические комплексы Дальнего Востока, Владивосток, [971.

26. Ассоциации родственных магматических пород Дальнего Зостока в связи с проблемой глубинного строения Земли и источников рудообразования // Тр. 1У Всесоюз. Петрограф, совещ. 3 кн.: Магматизм,формации кристаллических пород и глубины Земли. М.:Наука, 1972 (соавторы С.С.Зимин, П.Е.Бевзенко и др).

27. Геохимические особенности ультраосновных включений и пав вулканов Тихоокеанского пояса и проблема их связи с верхней мантией // Тр. Ш Всесоюз. вулканологич. совещ. М., 1971 (соавторы И.Н.Говоров, Э.Д.Голубева, Н.А.Куренцова).

28. Основные черты магматизма, геохимии'и металлогении вулканических зон Дальнего Востока П В кн.: Вопросы магматизма , метаморфизма и оруденения Дальнего Востока. Владивосток, 1973.

29. Gold-silver mineralisation in connection with volcariisrn (on example of the Par-East U33R) // Intern, oympos. Volcanisnr and asaociat. metallogenesia. Abstr. Romania, 1973 (соавторы В.Г.Моисеенко, М.А.Михайлов).

.. 30. Поведение золота и*серебра при осадконакоплении, вулканизме и метаморфизме. Новосибирск: Наука, 1974 (соавторы В.Г. Моисеенко, М.А.Михайлов).

31. Вопросы геохимии золота и серебра // В кн.: Геохимические циклы Дальнего Востока. Владивосток, 1976 (соавторы В.Г.Моисеенко, М.А.Михайлов).

32. Некоторые петрогеохимические аспекты проблемы происхождения кислых магм / В кн.: Геохимические циклы Дальнего'Востока. Владивосток, 1976.

33. Volcanicity of marginal Seas floor in the western Paci-

i'ic // 16 Intern. General Aosambl. Ceol. and Geo^r., Grenobl, Prance, 1975 (соавторы В.Г.Моисеенко, А.А.Вржосек, М.А.Михайлов) . >

34. Влияние воды и летучих на кристаллизацию кислых магматических расплавов //' Тр. Ш Междунар. симпоэ. по взаимодействию вода-природа. Канада, 1980.

35. Проблемы источников и цикличности рудогенных элементов (по данным региональных геохимических исследований в континентальной части Тихоокеанского подвидного пояса) // В кн.: Региональная геохимия Дальнего Востока. Владивосток, 1976 (соавтор Г.Б.Левашов).

36. Некоторые геохимические особенности золото-серебряной минерализации Дальнего Востока // В кн.: Региональная геохимия Дальнего Востока. Владивосток, 1976 (соавтор В.Г.Моисеенко и др

37. Петрохимические и геохимические аспекты проблемы происхождения кислых вулканитов различных зон Дальнего Востока //В кн.: Региональная геохимия Дальнего Востока. Владивосток, 1976.

38. Особенности состава лав дна окраинных морей // В кн.: Изверженные породы Востока Азии. Владивосток, 1979 (соавторы

A.А.Вржосек и др.).

39. Эволюция вулканизма и газовых флюидов в вулканических зонах (на примере Востока Азии) //Тр. У Всесоюз. Петрограф, совещ. Алма-Ата; Наука, Каз ССР, т. I. Проблемы петрологии (геологич. аспекты), 1976 (соавторы В.Г.Моисеенко, Н.С.Никольский, А.А.Вржосек и др.).

40. Геохимия флюидов вулканитов в зоне перехода от континента к Тихому океану // Тр. Тихоок. Х1У Научн. конгресса. Комитет В, Твердая оболочка Земли, секция Во. М., 1979 (соавторы

B.Г.Моисеенко и др.).

41. Эволюция глубинных флюидов в вулканических поясах зоны перехода от окёана к континенту //Тр. советско-японского симпозиума. В кн.: Геодинамика и вулканизм островных дуг с-з сектора Тихоокеанского кольца. М., 1978 (соавтор В.Г.Моисеенко

42. Эволюция глубинных флюидов, магматизма и золотой минерализации Тихоокеанского пояса //Тр. Междунар. Геол. Конгресса, ХХУ сессия. М,: Наука, 1976 (соавтор В.ГтМоисеенко).

43. Роль глубинных флюидов в эволюции магматизма и минерализации Тихоокеанского подвижного пояса // В кн.: Теория и практика термобарогеохимии. М.: Наука, 1978 (соавторы В.Г. Моисеенко, В.В.Малахов).

44. Вулканические формации островных дуг и их металлогения ría примере Курильской дуги) П Тр. Х1У Междунар. Тихоок. знгр.', металлогения (секция ВУ). В кн.: Металлогения Тихоо-занского рудного пояса. Владивосток, 1982 (соавтор Е.Д.Пет-аченко).

' 45. Взаимосвязь глубинных флюидов вулканизма и оруденения на примере Тихоокеанского подвижного пояса) // ХХУ1 Междунар. еол. Конгр, М.: Недра, 1980 (соавтор В.Г.Моисеенко).

46. Основные черты тектонического развития магматизма и еталлогении вулканических поясов Востока Азии // Вулканология

сейсмология, 1982, № 3 (соавторы А.Д.Щеглов и др.).

47. Геохимия флюидов вулканитов в зоне перехода континента Тихому океану // Тр. Х1У Междунар. Тиоок. Конгр., геохимия,

ладивосток, 1983 (соавторы В.Г.Хомич, В.Г.Моисеенко).

48. Гидротермально-измененные породы нового типа рудной инералиэации Маргаритовской вулканоструктуры // В кн.: Мета-оматиты месторождений благородных металлов . Владивосток: ,ВНЦ, 1984 (соавтор Е.Д.Петраченко).

49. Геохимия эндогенных флюидов вулканических структур Ти-:оокеанского пояса // Тихоокеанская геология, 1985, J{° 3 (со-iBTop Н.С.Никольский).

50. Магматизм и особенности флюидного режима основных :труктурных элементов Тихого океана // В кн.: Магматизм дна жеанов ( Тр. ГШ, вып. 44). М.: Наука, 1987 (соавтор ¡O.A. 1артынов).

51. Геодинамика, магматическая и металлогеническая зональ-юсть с-з части Тихоокеанского подвижного пояса // 'Гихоокеан-:кая теология, 1988, № 3 (соавтор Р.Б.Умитбаев).

52. Полихронная тектоно-магматическая активизация Тихоокеан-жой окраины в фанерозое // Тр. Междунар. симпоз. "Глубинное ¡троение Тихого океана и его континентального обрамления".

Í.: Наука, 1990 (соавтор С.С.Зимин).

53. Интрузивные серии Сихотэ-Алинского плутонического поя-;а // Там же (соавтор А.П.Матюнин).

54» Sin bearing nia^aiatoíjtms systems in th® iaat ллгс. Yolcn.-iiio belts // JOCP-220 4th Intern. Зутр. Giiilin, China, 1990 (соавтор А.П.Матюнин , .C:0.Максимов).

55. Plutonio and volcanic belts of the За»tern Asia. Tho aspects oí Geodinámica and Liaamatism // Intern. Syray. Gircum

Pacific Volcahism and Metallogeny.Nanjin, China, 1989.

56. Дозднепермский гранитоидный магматизм Восточной окр ны Сино-Корейского щита // В кн.: Проблема магматизма и мет морфизма Восточно- Азии. М.: Наука, 1990 (соавтор А.А.Вржос

57. Концептуальное цроектирование данных "Вулканические пояса Востока Азии" // У Всесоюз. конф. "Базы данных и знаний", Львов. 1991 (соавторы В.В.Наумова, Н.И.Сорокина). •

58. Tin-bearing Ore-Magmatic Systems of Continental Vole nie Belts of the Par East. Petrology and Regime of Hologejis JAGOD Joint Meeting of CAPAB and WGTT "Metallogeny of Colli sional Orogens of the Hercynian Type". Abstr., Geyer (firzge birge) Potsdam, Germany, 199359. Пояса континентального магматизма Востока Азии. Геодц

намика, петрология, эволюция. Геологическая эволюция и строе ние Азиатского континента и окраинных морей с-з части Тихогс океана./Тр. совегстко-японского симпоз. Магадан, 1993.

60. Базальтои,оный вулканизм м мантийные неоднородности. Проблема взаимосвязи с процессами на границе едэо-мантия. // Там же.

61. Режим флюидов и вопросы петрогенезиса кислых магм вулканоструктур Дальнего Востока // Семинар, ГЕОХИ, 1993.

.62. Проектирование и создание научной информационно-поисковой системы "Геология Дальнего Востока России" // Вест ник ДВО РАН, 1993, № 3-4 (соавторы В.В.Наумова и др.)

mm, ваг esj

es«

И/

РисЭ

. A

на. ЕЬ s. ca ш»

• б : 0; И. ED» El» И. ШШ*

' c. ' ш» и» ЕЭ* ЕЗ-Г E2I/7

а й. EU

e -02, № ЙЗ' ЕЬ

с ' оЭл &Ея®»

Рис. 3. Стадии развития позднемезозойского плутоническогс пояса Сихотэ-Алиня (Центрально-Сихотз-Алинский плутонический пояс) а - предполагаемое расположение структурно-формационных зон перед началом позднемезозойской ТМА (контуры, ограничивг щие прогиб, представлены черным треугольником на линии верим нами к центру прогиба); б - готеривская фаза ТМА. Формировав 'хунгарийской плутонической серии синорогенных гранитов в ус;; виях фронтального сжатия; .в - альбская фаза ТМА. Формирована татибинской плутонической серии позднеорогенных гранитоидов условиях перехода от фронтального сжатия к латеральному скол жению с формированием сдвиговой системы разломов.

I - жесткие кристаллические массивы ханкайского типа; 2 -вулканогенно-кремнисто-терригенные формации рифтогенно-геоси клинальных бассейнов; 3 - осевые, зоны рифтогенных бассейнов; 4 - направление преобладающего горизонтального сжатия; 5 -структурно-формационные зоны (I - Буреинский массив, 2 - Цен ральная СФЗ, 3 - Ханкайский массив, 4 - Восточная СФЗ, 5 - П брежная СФЗ, 6 - Япономорский (Ямато? Хида?) массив); 6 - об сти готеривской складчатости (скучивание); 7 - пояс гранитои, хунгарийской серии; 8 - меловые флишоидные прогибы; 9 - зоны надвигов; 10 - направление преобладающих горизонтальных пере] щений; II - консолидированные области готеривской складчатос

12 - зона преобладающего сжатия в альбскую фазу складчатости

13 - интрузии гранитоидов татибинской серии; 14 - апт-альбсю остаточный прогиб (рист?); 15 - сдвиговая система Сихотэ-Али] в начальной фазе; 16 - альбские вулканиты активизированных разломов по обрамлению жестких блоков (алчанская свита).

Рис. 4. Стадия развития Восточно-Сихотэ-Алинского вулканического пояса

а - сеноман-.сантонская фаза ТМА. Формирование вулканического пояса и субвулканических малых интрузий монцонитов и лейко-^ранитов в условиях интенсивных левосдвиговых деформаций; 5 - маастрихт-датская фаза ТМ. Формирование линейно-очаговых зулканических структур при преобладающих глыбовых перемещениях, преимущественно по меридиональным разломам (сдвигам); в - начато палеогеновой ТМА. Формирование грабенов и очаговых структур з контрастным базальт-риолитовым вулканизмом, дифференцированных •штрузий субщелочных гранитов Прибрежной серии в условиях латерального сжатия при расширении впадин Японского моря и Татарского пролива.

I - плутонический пояс меловых гранитоидов;. 2 - консолидиро-эанные-в позднем алъбе меловые прогибы; 3 - осевая зона наложенного вулканического пояса; 4 - комплекс трещинных интрузий лей-тогранитов Центрального разлома; 5 - комплекс малых интрузий ¿онцогранодиоритов; б - сдвиговая система в маастрихт-дании; 7 -зчаговые (а) и линейно-очаговые (б) вулканоструктуры маастрихт-итского возраста; 0 - осевая (первичная) зона вулканического тояса; 9 - вторичная зона вулканического пояса; 10 - направление латерального сжатия; II - поперечные зоны растяжения; 12 -грабены (микрорифты) с вулканогенной молассой и базальтовым магматизмом (кузнецовская свита); 13 - очаговые структуры с контрастным магматизмом и интрузии Прибрежной серии; 14 - начальные рифты Японского моря и Татарского пролива.'

рис S

ñb(ppm) woo

100

10

1

1 п л/

- -^¡fS г У

VA OR i .. .i

10

У* Nb

100 1000

Я b 1000

100

10

1

Syn-Cot- Ш

w) )— /

TvL '1У l

'M —y/

VA OR

У b+Ta

Т-ш

- ювк

Рис б '

Рис. 5. Классификационная диаграмма (Peccerilio et al.,

1976). '11-У - поля составов: I - низкокалиевая, П - известково-¡лочная, Ш - высококалиевая известково-щелочная, 1У - субще-)чная, У - щелочная. Сплошная линия - статистическое поле уставов пород: I - вулканических пород Юго-Восточно-Китайс-)го и Восточно-Сихотэ-Алинского поясов; I а -внутренняя зона, б - внешняя зона первого цикла;.2 - второго цикла: 3 -.треть-"о цикла ,

Рис. 6. Классификационная диаграмма вулканических пород С Pearce , 1984).

Символы: v/p - внутриплитные, уд - островодужные, syn-Ool -эллизионные, он - орогенных областей. Пунктирная линия - поро-j Восточно-Сихотэ-Алинского, сплошная - Юго-Восточно-Китайско-з окраинных поясов; 1-Ш - циклы.

Н+СН,

И'Рис.7 Состав газов в вулканических породах окраинного пояса и внутшконтинентальных зон Дальнего Востока

I- поле составов газов пород липаритовых формаций: Вл - внутриконтине! тальных, Сл - окраинноп пояса (Сихотэ-Алинского! 2 - поле составов газов пород андезитовых формаций: Ва - внутриконтине! тальных, Са - окраинногс пояса (Сихотэ-Алинского]

infH,

Рис. % . Фугитивность водорода по активности аннитовой составляющей в биотитах РМС Дальнего Востока

1-4 - гранитоиды оловоносных районов Дальнего Востока: I-Верхне-Баджальского рудного района, 2 - Верхне-Аллахской стру: туры западного обрамления Куидусунской зоны, 3 - южного ее обрамления, 4 - Омсукчанского рудного района; 5-10 - гранитоиды Кавалеровской и Широкопадинской РМС: 5 - кривопадинские граниты, богопольский, комплекс; Березовский массив (6-7): 6 -габбро -монцониты, 7 - монцодиориты, 8 - кварцевые монцодиорит-порфиры, новогорский комплекс, 9 - липариты, богопольский комплекс,(дайки, покры), 10 - игнимбриты, богопольский комплекс Верхне-Сихотэ-Алинского пояса. Расчет температур по данным природных геотермометров (Трошин и др., 1981;.

¿S. 2,0

v-э О

1,0

0,1

-о,5(еоо°с) Х;1,0 (700"С)

Л\А®® \ \]lm+Mt\

Jim

Sn-w/7

м 8

0,3 0,5 Х1\

✓ ' 2 © 3 о 4 о 5 06

® 9 + 10 А 11 <812

:Mg(phí)Bi

н 7

Рис. д . Диаграмма соотношения (х1?/хс1) и фторопитовой составлявшей (x¿í¡.-) в биотитах кислых магматических пород РМС Дальнего Востока (оловоносных, молибде-носных, меднопорфировьк) и Западных штатов США (по Мо - Hsnderson ; Cu - Santa-Hita ) по данным (Пилоа, 1984).

I - поля фигуративных точек биотитов из рудоносных интрузивных массивов Дальнего Востока и США, 2 - линии равных отношений logOfyj./fg^J, расчитанных на основе активности мина-ла биотита и соотношения фтора и хлора в гидроксильной группе биотитов, 3 - гранитоиды Баджальской оловоносной и олово-вольфрамоносной РМС, 4 - граниты Чалбинского массива Комсомольской РМС, 5 - гранитоиды молибденосных комплексов Муни-канской.РМС, б - гранитоиды южного обрамления Куйдусунской зоны с й0 -^-порфировой минерализацией.Гранитоиды Кавале-ровской РМС (7-12): 7 - кварцевые диорит-порфиры новогорского комплекса; Березовский комплекс: 8 - габбромонцониты, 9 - монцодиориты. Вогопольский комплекс: 10 - кривопадинские граниты, II - дайки, лавы, 12 - игнимбриты вулканического пояса (Эмбагоуская структура); 13 - магматические серии: Xlm - ильменитовая, Ilm-at - ильменит-магнетитовая, ыъ-маг-нетитовая .

м

- _ - - . .. ' Таблица .1 -

Схема' корреляции вулканогенных. образований Дальнего. «.-Юго-Востока Азии . ' (Рязанцева и др., 1990; Тао-.еъ а1., 1988} .бео"1." 1986)

Возраст

5

6

К

«ч

V,

Восточно-Сихотэ-Алинский.пояс

южный

северный

Юго-Восточно'-Китайский пояс

■--Гуандун Фугзян -Чжэизян

Палеоген

Даний

Маастрихт

Кампан

СО

3 Сантон

« Коньяк х

I Турон

е§ Сеноман

Альб

й Апт ;= Баррем

к Неоком

й р.

О)

о.

л ч

3

Пс

озЬ юса со

IX

к

ж ф

колчанский масловский

№

кепровский ) новопосьетский

зайсановский (£ ).

- кузнецовский суворовский (р

богопольский (А,Г' амутский (^)

богопольский ( ) сияновский (?-/•)

приморский (А )

самаргинский ) дальнегорский (^о4)

татаркинский ( ^) приморский (А )

больбинский"

синанчинский

алчянский лужкинский (^ ) бурматовский уктурский ((А ) кемский

(оС )

формация Таншин (>*£)

формания "Чаочуань

о ь*

I—I (В

м 1=1

I •

о а

сч; ч

формация Цяоии, Нижняя Мсши-шань (Г*М ,

фошация Наньянь

Таблица 2 .

Схема корреляций вулканогенных образований ОЧВП (Белый, 1977; Лебедев, 1987; Сахно, Полин, 1984)

Возраст, !' Ульбинский Охотский ;Пенжинский1 Анадырский [Центр.-Чукотский этап прогиб I____________^________—_____-_____________—

внеш.

внутри внутр. ; внеш.

внутр. ¡внеш.

внутр.

Вост.-Чукот. зона •)

Палеоген

Маастрихт

харакарин-ская ( В )

Кампан СанТон ^ Коньяк

5.

« Турон ж

а

Сеноман

§ Альб Е Апт

Баррем ^ Неоком я

-1! 11 о,

Ш

о л с?

3

уракская

хетанин-ская (оС)

амкинская (А г у)

енмаринс-кая )

учуликан-ская (°С+Л

магды-китская I})

хайчан-

кургачан-! екая ( £ )|

чуванс-

«ч

екая (}■) &

улынс- " кая й

о

X »

и

хальчан- 5 екая (/-54) и

натаулий-ск'ая (£< ) (таватум-ская)

к

га х о з 0) <и я

к«1

Ко 1>»

еропо-льская

К I I «к КЧш «--С,К О К-й

шп и о~-

О I «

I х <я . _ г . те >1 | к к^-ге я-усз ей К К ГО О-ЛХ ¡¿-¿к

кая

I I

X'— —

>1 сз С в; О,«

ОчСв и й

0> К Й к Е-< иК о

' к

I сЗ

а: а К! о^ »ч х-^-те

ветвинс-ская (я гребнеп-ская (р) скальнин екая' (р

о х

0 I I «

е; а5 к сз

1 ч х К" гс; сз га о<а,

О 5 Е-'

№

I

и о гс

ши _

<и к ГД о

о

я те о к « Ск (Ц ф СчО

энмнваам-ская

эргьшаам-коэквун-ская (А+ ¿7 екая

вороньинская

(МП ' пыка]ЭЕаамская

каленьмувская

ллькакнунская

') Расчленение вулканогенных образований дано для структур западной части.зоны (Амгуэмо-Канчаланское поле и др-)

тнеквэээм-ская

белоувалин-ская (/)

медвежинс-кая (£> -кытыпнайва-амская (А-> Г) тэркенмен-вээмекая

(М

вапэнейекая -()," канчаланская

Таблица 3

Состав газов а вулканических породах окраинных и внутрикон тинентальных поясов Дальнего Востока

Зона, формация Окраинный Сихотэ-Алинский пояс Внутриконтиненталь-ный пояс

■ андезитовая липаритовая андезит^ липарит.

Н£ мг/кг 2,31 8,81 0,66 14,43

мг/ моль кг 1,16 4,42 0,43 7,21

об. % 3,10 19,2 1,20 29,33

мг/кг 45,87 60,18 44,98 47,1

мг/ моль кг • 1,64 2,15 1,61 1,68

об. % 4,40 • 6,85 5,86 8,02

СО мг/кг 41,00 10,80 54,52 108,2

мг/ моль кг 1,46 6,08 1,94 3,86

об. % 4,11 15,55 5,67 13,72

СН4 мг/кг 2,66 9,35 2,58 8,66

мг/ моль кг 0,17 0,57 0,16 0,51

об. % 0,47 1,70 0,58 2,04

С02 мг/кг 4421,9 1030,4 2370,6 689,7

мг/ моль кг 100,51 23,40 53,87 15,65

об. % 87,90 56,72 86,68 48,87

С02/(Н2+СН4) 171,9 6,1 125,7 1,8

Таблица 4

Эволюция газовой составляющей флюидов позднемезозойских вулканитов

Зона, формация, комплекс

об. %

7о газов

Нг

СО

сн4 со2 со2/н2+сн4

Окраинный Сихотэ-Алинский пояс Андезитовая 0,15 0,72 Липаритовая

Приморский 29,44 1,32 . Самргинский 8,28 11,84 Богопольский 5,26 4,98 Внутриконтинентальные (Баджальская) Андезитовая ' ' Нижний Верхний Липаритовая Нижний Верхний

0,45 0,10 98,58 325,5

16,69 1,96 50,54 1,61

11,01 I 32 67 55 7 03

16 92 I 38 71 45 II 01

0,84 1,04 7,91 2,08 3,94 0,11 0,14 95,93 85,22 100,17 150;30

22,00 33,01 1,51 11,27 10,69 15,23 0,82 2,65 64,98 37^85 2,85 1)26

Н

2

Таблица 5

Основные геологические и петро-геохимические характеристики Кавалеровской рудно-магматической системы (Ии+гл тип)

I этап

2 этап

3 этап

Ассоциации,серии, комплексы, массив

вая

Татибинская серия

зхо г

К/На

А1/Е+На+Са

монцо-габбро-грано- 1.базальт-анде- андезит-дацит-диорит-адамеллито- зит-дацитовая риолитовая

(Угловская се- (Якутинская серия) рия) 2.дацит-риолито-вая-лейкократо-вая.(Приморская серия

1,50-64; 1.73-78

1. 0,6-0,8

2. 1,2-1,9 1,5

55-65 1,2-1,9

56-72 1,5-2,0

1,5

♦Ее

3+

Темноцветные минералы

Акцессорные минералы.

8б3г/873г

низкое-3 д.-НЬ+Нур+Рх-01

Х1п:+Лр+ 2г-иъ'-КзЬ

0,7049-0,7052

низкое

1 .Px-Hbillmii.it 2.Biilltiii.it

низкое-среднее Вх^НЬ-Ы-Ь^Ит ,

1ок£,

о.

-12,0-15,5

Параметры газового режима V < см3 Ю3) 10-15 С/Н 1,2-1,5

С0/С02 Р/С1

0,9-1,2 0,5-1,0

Рудная специали- и,ап- грейзено-зация,формацион- вый формационный ннй тип тип

КгЛ+Шиз а+ 2г+Ар+Зр Ар+йг^хАа^11п

1.0,7055-0,7058 0,7039-0,7059

2.0,7059-0,7078

-12,0-16,0

15-20 17-20

2-3 4,0-0 ,В

1,2-2,0 0,6-3,5

1.0,25-0,9 0,4-2,1

2.1,4-4,7

Зп-турмалиновый вп-оловянно-и хлоритовый типы сульфидный и КсгЬ -силикатный грейзеновый формационный тип формационяый тип

Таблица б

, Основные геологические и петро-геохимические характеристики ! Баджальской рудно-магматической системы (lim тип)

I этап

2 этап

3 этап

Ассоциаций,се-■рии,комплексы,

sio2

K/Na

Al/K+Na+Ca Fe^/Fe^+Fe^-

Темноцветные ' минералы

Акцессорные

Микроэлементы

S63r/8?Sr V ( СЫ5 Ю3)

с/н со/со2

F/Cl

Рудная специализация, форма-ционный т.ип

андезито-Сазалы-. граро-диорит-гра- монцо-габбро-

дацитовая (грано- нитная и дацит- гранодиорито-

диоритовая) липаритовая вая

Лакский (Прогибы) Баджальский (Ку- Силинский

пола,кальдеры) (Купола)

55-66 71-77 57-74

0,3-0,8 0,7-1,4 0,4-1,2

2 1,5 1,5

низкое низкое среднее

йу p+Px+I lm-Bi-lIt- Hjp+Px+Ilui+üi'

n-iî

Hyp+Px+IlnÎGri

iïuss+Cor+Sill+C

высокое Cr,Ni, Cu,Sn,Pb

0,7065-0,7082

-14,1 - 15,0

8

0,8

0,9

О^+Ар+Ях^х'1! 8п,РЬ,Си,А£,

0,7084-0,7090 -14,0-17,54 1,2 0,7 , 0,8-2,7

7/,Вп -грейзеновый формационный ТИП, -хлоритовый И КвЪ -сульфидный типы с бором и фтором

Ûrt+ïu+Gr+Ap

B,Cr,Ag,Cu,Sn, Pb

0,7065 -12,5-14,8 10 0,7 1,2-2,2 0,2-0,7

а ал лица. /

Параметры флюидного режима магматических комплексов (по составу биотита) рудно-магматических

систем вулканических поясов Дальнего Востока

1° а 1од 1ОЕ 1оа 1оя 1п±\,.

п/п X.. - хАп.п % С1;-5 К/ОН ГН20/ГИС1 Гй20/:Г! ¡ь? ±нь,/'£'нс1 2 -

I 0,232 0,415 0,353 0,86 0,19 0,923 -0,907 1,656 3,648 -1,982 -0,708

2 0,289 0,341 0,370 0,57 0,20 0,724 -1,107 1,557 3,928 -2,371 -0,764

3 0,006 0 ,857 0 ,137 1,13 0,39- 0,735 -0,741 1,748 - 3,137 -1,390 - 0,346

4 0,393 . 0,260 0,345 0,41 0,52 0,172 -I,258 0,955 4,212 -3,257 -1,547

0 0,457 0,302 0,240 0,24 0,2В 0,203 -1,509 1,113 4,524 -3,411 -2,249

6 - 0,271 0,654 0,074 1,94 0,13 1,444 -0,491 1,695 3,223 -1,528 .0,554

7 0,600 0,123 0,277 2,34 0,31 1,153 -0,404 0,682 3,615. -2,933 -1,671

8 0,107 0,504 0,369 ■ 1,33 0,33 0,876 -0,648 1,601 3,233 -1,631 -0,036

9 0,153 0,350 0,518 1,93 0,56 0,810 -0,449 1,249 3,123 -1,874' . -0,332

10. 0,054 0,799 0,147 1,95 0,66 0,743 -0,445 1,363 2,908 -1,539 2,000

II 0,208 0,545 0,247 2,20 0,45 0,975 -0,Зо4 1,221 3,052 -1,331 -0,999

12 0,028 0,972 0,000 1,14 0,56 0,578 -0,742 1,549 2,993 -1,444 1,909

13 0,312 0,053 0,630 0,33 0,25 . 0,393 -1,350 1,424 4,259 -2,835 1,525

14 0,307 0,172 0,521 0,64 0,32 0,576 Л,045 1,312 3,923 -2,611 -0,726

15 0,568 0,118 0,314 1, 6ь 0,32 0,986 -0,573 0,747 3,7Ь0 -3,003 -0,975

16 0,532 0,052 0,41э 0,88 0,38 0,б3и -0,901 0,794 4,050 -3,260 -0,206

17 0,407 0,129 0,464 0,50 0,09 1,018 -1,173 1,о89 4,171 -2,482 -Г,465

18 ..0,447 0,178 0,375 0,66 0,13 0,982 -1,048 1,451 4,079 - -2,628 -1,714

Примечание к таблице 7 . Оловоносные гранитоиды РМС СI—12): Баджальской РМС (ильменитовая серия): I - экструзии Гербинской фазы, 2 - экструзии Аракотской фазы, 3 - Верхне-Урмийские граниты, 4 - монцогранодиориты , силинский комплекс; Кавалеровская РМС (ильменит-магнетитовая серия): 5 - монцониты Березовский массив, б - лейкограниты , березовский комплекс,

7 - гранодиорита, новогорский комплекс, Угловская структура,

8 - аплиты, шумнинский комплекс;

Омсукчанская РМС (магнетит-ильменитовая серия): 9,10 - крупнозернистые граниты, массив Маяк, 11,12 - крупно- и мелкозернистые граниты и невадиты Лево-Омсукчанского массива и штока; Халькофильные РМС (13-18); магнетитовая серия: Дальнегорская, дальнегорский блок (Pb-Zn)5 13,14 - гранодиорит дальнегорский комплекс; Краснореченский блок (олово-полиметаллический профиль оруденения):. 15,16 - граниты,дальнегорский комплекс;

Тонумо-Муниканская РМС (¡jo-Cu порфировый тип оруденения): 17 монцонитоиды, бургалийский комплекс. 18 - тонумские граниты, тонумский комплекс.

СОДЕРЖАНИЕ

Стр.

ВЕДЕНИЕ I

Актуальность I

Usли и задачи 2

Научная новизна 3

Практическая значимость работ 5

Фактический материал 5

Публикация и апробация работы 6

Основные защищаемые положения ? .ОСНОВНЫЕ ЗАКОНОМЕРНОСТИ РАЗВИТИЯ' КОНТИНЕНТАЛЬНОГО

ВУЛКАНИЗМА ВОСТОКА АЗИИ Ю .Л Л. Окраинно-континентальные пояса

1.1.1. Восточно-Сихотэ-Алинский пояс

1.1.2. Южно-Китайский пояс 25 1.2. Внутриконтинентальныз вулканические пояса и

зоны 30

1.2.1. Транзитные 31

1.2.2. Пограничные 36 :. ЭТАПЫ И ЦИКЛЫ КОНТИНЕНТАЛЬНОГО ВУЛКАНИЗМА

ВОСТОКА АЗИИ 4 41

!, ПЕТРОХИМИЧЕСКИЕ СЕРИИ КОНТИНЕНТАЛШЫХ ПОЯСОВ 52

ФЛЩЦНЫЙ PESM КОНТИНЕНТАЛЬНОГО МАГМАТИЗМА 58 ). РУДНО-МАГМАТИЧЕСКИЕ СИСТЕМЫ , ИХ ПЕТРОЛОГИЧЕСКИЕ

ОСОБЕННОСТИ И РЕЖИМ ГАЛОГЕНОВ 65

5.1. Петрологические особенности 66 5.1 Л. Оловоносные РМС 66 5.1.2. Халькофильные РМС 70

5.2. Режим галогенов рудно-магматических систем 72 э. ВОСТОЧНО-АЗИАТСКАЯ СИСТЕМА КОНТИНЕНТАЛЬНЫХ

ПОЯСОВ. ГЕОДИНАМИКА И МАШАТИЗМ 76

ЗАКЛЮЧЕНИЕ 80

ЖСОК ОСНОВНЫХ ОПУБЛИКОВАННЫХ РАБОТ АВТОРА ГО ТЕМЕ 85

ПРИЛОЖЕНИЕ (рисунки, таблицы) • 91

Владимир Георгиевич САМО

П03ДНЙИЕ3030ЙС1Ш КОНШШТАЛЬНЫЕ ВУШОШ'ПЕСКИЕ ПОЯСА ВОСТОКА АЗИИ

Диссертация

Лицензия ЛР & 040118 от 15.10.91 г. Подписано к печати 10.03,94 г. •¿орпат 60х£4/16. Печать офсеткая. /сл.п.л. 6,05. 7ч.-изд.л.5,89. Тираа 100 экз. Заказ 46.

Отпечатано участком одеоативной лблпгпефпп издательства "Дальнаука11 690041, Владивосток, Радио, ?