Бесплатный автореферат и диссертация по геологии на тему

Закономерности развития орогенного и тафрогенного магматизма подвижных поясов

ВАК РФ 04.00.08, Петрография, вулканология

Автореферат диссертации по теме "Закономерности развития орогенного и тафрогенного магматизма подвижных поясов"

ИСТЕРСТВО ПРИРОДНЫХ РЕСУРСОВ РОССИЙСКОЙ ФЕДЕРАЦИИ

РОССИЙСКАЯ АКАДЕМИЯ НАУК

ВСЕРОССИЙСКИЙ НАУЧНО-ИССЛЕДОВАТЕЛЬСКИЙ ГЕОЛОГ ИЧЕСКИЙ ИНСТИТУТ ИМЕНИ А.П. КАРПИНСКОГО (ВСЕГЕИ)

ЗАКОНОМЕРНОСТИ РАЗВИТИЯ ОРОГЕШЮГО И ТЛФРОГЕНИОГО МАГМАТИЗМА ПОДВИЖНЫХ ПОЯСОВ (НА ПРИМЕРЕ КАЗАХСТАНА И СРЕДНЕЙ АЗИИ)

С1:ег(шиьность 04.00.08 — петрология. вулканология

Диссертация на соискание ученой степени Ооктора геолого-минералогических наук

На пробах рукописи

Шарпенок Людмила Николаевна

УДК 552.11:551.243 (47>-57)

Санк1-11с1сроур| 1408

Работа выполнена во Всероссийском лаучпо-нсследова|ел1>ском ieoaoi пчсском и НС 1 и i >10 имени А.П.Кариипекого (ВСНГЕИ) Министерства природных ресурсов Российской Федерации и Российской Академии наук

i >фииихп.кые онмоиенты : доктор геолого-минерадогических наук, профессор 11.Ф.Шинкарси (С'ПоГУ)

доктор геолого-минералогнческнх наук, профессор Li.C.Попои (MITA)

доктор гео;ю1о-мипер;ию1'ическнх наук, профессор Г.Н.Ферштагер (HIT УрО РАН)

неду тая opi ани мция: Институт icojioi ни рудных месторождений.

петрографии, минералогии и геохимии (И ГЕМ) РАН

'Зашита соснмпся24 ноября IW8 г на часедаиип Диссертационнот amela Л (171 07.02 при иСНП:И по адресу: 1ЧЧ106. Санкт-Петербург. Средний пр.. 74.

С диссертацией в виде научного доклада можно ознакомиться во Всероссийской i со ни и ческой библиотеке при ВСЕГЕИ.

Диссертация в виде научного доклада разослана 15 октября 199Х с.

Ученый ccKpeiapi. Дпссер1ацнонпо[о совета, доктор reo.юго-минералогических наук

Л.Ьр< >лская

I. Введение. Общая характеристика работы

Одним из приоритетных направлений петрологии является исследование магматизма зличных геодинамических режимов. В этой связи интереснейшими объектами в на-ном и практическом отношениях представляются магматические породы, комплексы, фмации и их ряды, вулкано-плутонические ассоциации, магматогенные структуры и . системы, возникающие при орогенном и тафрогенном режимах континентальных книжных поясов (ПП). Естественно, что выявление закономерностей их проявле-[я — необходимое звено в создании целостных представлений об эволюции магма-зма в истории Земли. В то же время эти закономерности — основа для решения ряда ицетеоретических и практических проблем магматической геологии — определения |днкаторных свойств наземных вулканических и сопряженных с ними плутонических мплексов соответствующих режимов, характера взаимосвязи вулканического и плу-нического процессов, роли магматогенной тектоники в структурообразовании, при-н латеральной и временной изменчивости орогенных и тафрогенных образваний и которых других. В прикладном аспекте знание причинно-следственных связей про-ления орогенного и тафрогенного магматизма обеспечивает разработку принципов и их основе создание научно обоснованных схем расчленения и корреляции магмати-ских комплексов, усовершенствование методов их картирования, поисков полезных копаемых. Последнее особенно важно, поскольку возникающие в процессе развития званных режимов вулкано-плутонические пояса (ВПП) часто представляют собой упнейшие металлогенические зоны и провинции.

Необходимость и актуальность исследований, результаты которых обобщены в док-де, связаны также с тем, что сложность и многообразие орогенных и тафрогенных гматических образований обусловили сосуществование противоречивых представле-й об их тектонической сущности, месте и границах в ПП и, как следствие, к отсутст-ю единства в интерпретации природы отдельных магматогенных структур, в понима-и эволюции соответствующего магматизма в развитии континентов. Известны и де-пьно проанализированы в ряде работ (Н.П.Херасков, 1963; П.Д.Карпова, 1968; Л. Моссаковский, 1973; 1975; Л.И. Красный, 1977 и др.) два главных направления во глядах на происхождение зон, возникающих в режиме, близком к орогенному. Пред-1вители одного из них связывают орогенные состояния земной коры с развитием гео-нклиналей и интерпретируют их как завершающие стадии развития последователь-[х подвижных систем полициклических геосинклинально-складчатых поясов, облас-л. Сторонники этой классической концепции, признавая факт перестройки структур-го плана этих систем в процессе горо- и сводообразования, обосновывают геосинк-нальную природу орогенных зон (орогенов) их пространственной и временной свя-о с геосинклиналями и общей эволюционно-гомодромной направленностью магма-зма. Другие исследователи, признавая или отрицая эпигеосинклинальные орогены, основывают существование, наряду с геосинклиналями и платформами, особой вне-и негеосинклннальной категории подвижных элементов континентальной земной ко-(облаетей тектоно-магматической активизации, областей дива-структур, впадин ре-вации, впадин и прогибов восточно-азиатского типа, сводово-глыбовых областей, игонален и т.д.), имеющих ярко выраженный наложенный характер и проявляющихся 1вным образом в орогенных формах.

Объединяет представителей этих двух концепций признание большого сходства или же однотипности по-разному интерпретируемых наложенных структур (В.В. Бело-

усов, Е.Д. Карпова, А.Д. Щеглов, Д.В. Рундквист, И.Н. Томсон и др.). В соответствии ним диссертантом охарактеризован магматизм,свойственный как развитию гес синклинально-складчатых поясов - "позднему этапу" , по Ю.А. Билибину, "собственн орогенной стадии", по В.Е. Хаину, ' "позднеорогенному периоду", п A.A. Моссаковскому, так и орогенному режиму областей тектоно-магматической ак™ внзации, сводово-глыбовых областей и других структур "третьего типа развития ко) тинентальной коры" (В.Л.Масайтис,Ю.Г.Старицкий.,1964;А.Д. Щеглов,196' Е.Д. Карпова, 1968 и др.) в пределах ПП. Сравнительный анализ различно интерпрет!-руемых структур позволил автору работы рассматривать орогенный магматизм ка процесс, свойственный периодам континентального сводообразования и специфическ проявляющийся на различных этапах развития ПП.

Представления о тафрогенном режиме и образованных в процессе его проявления зс нах (тафрогенах) со свойственным им магматизмом также не однозначны, однако 1ш рокое признание получила их трактовка в качестве эпиорогенных явлений, предше ствующих переходу подвижных систем к платформенному режиму. Общеизвестна зе кономерность, заключающаяся в нарушении в конце развития подвижных систем гс модромности состава магматитов. Такое проявление базальтоидов еще Г. Штилле вы делил как "финальный симатический вулканизм", Ю.А. Билибин относил к конечном этапу развития подвижных поясов, а В.Е. Ханн впервые (1973) выделил как следующу за орогенной тафрогенную стадию и кратко охарактеризовал ее. В дальнейше] Н.П. Михайловым (1978), а позднее Н.П. Михайловым и автором [29, 34, 50, 56] эт представления были развиты: показана самостоятельность режима, охарактеризован! сопряженные с ним проявления магматизма и структуры; автором работы разработан типизация тафрогенных образований [40, 42, 52, 54, 69).

Цели и задачи исследований. В предлагаемой работе сведены результаты исследо ваний автора, цель которых состояла в том, чтобы на основе детального изучения маг матических и магматогеннотектонических образований обозначенных выше режимов конкретных регионах и анализа материалов по разновозрастным орогенам и тафроге нам территории бывшего СССР выявить их специфические черты и закономерност становления и эволюции в развитии ПП.

Для достижения поставленной цели решались следующие задачи: I) изучить состав строение магматических орогенных и тафрогенных образований (в пределах террито рии Казахстана и Средней Азии), петрологически обосновать их расчленение на веще ственные комплексы, вулкано-плутонические ассоциации, временные ряды (парагене зисы); 2) выявить пространственные закономерности размещения пород орогенных тафрогенных магматических комплексов, и вулкано-плутонических ассоциаций, - t.i реконструировать образованные ими структуры, установить роль эндогенной магмати ческой активности в их формировании и разработать классификацию этих структур-3)выя-вить минерагеническую специализацию разнотипных магматогенных структур их роль в рудообразовании и локализации полезных ископаемых; 4) провести анализ типизацию пространственно-временных рядов (парагенезисов) магматических ком плексов и образованных ими магматогенных структур в пределах однотипных орогено и тафрогенов, разработать комплекс признаков для районирования орогенно-тафроген пых ВПП; 5) типизировать орогены и тафрогены различных эпох и регионов и выявит закономерности их проявления и эволюции в развитии фанерозонских континентал! пых ПГ1.

Фактическая основа и методы исследований. Представленный доклад отражает ультаты более чем 30-летних исследований автора разнообразных и разновозраст-х (девонских, позднепалеозойских, мезозойских) проявлений орогенного и тафро-ного магматизма на территории Казахстана и Средней Азии. Фактический материал п собран при проведении диссертантом в качестве руководителя (с 1963 г.) геолого-мочных, поисковых, тематических и редакционно-картосоставительских работ. В щессе этих работ получен большой объем новых данных, разносторонне характерн-эщих изучаемые объекты, и проанализированы результаты предшествующих иссле-тний, отражённые в отчетах, на геологических картах и в публикациях. Закономер-:ти магматизма, выявленные при изучении территории Казахстана и Средней Азии, 1креплены результатами анализа, систематизации и общей корреляции обширного гериала по магматизму орогенного и тафрогенного режимов различных ПП бывшей |ритории СССР.

5 основу исследований было положено разномасштабное геолого-петрографическое ггирование магматических образований, в том числе кондиционное крупномасштаб-:, сопровождавшееся формационным анализом, палеореконструкциями, палеотекто-юскими построениями. При этом более детально изучались вулканические и дайко-: (гипабиссальных малых интрузий) комплексы, устанавливался характер их связи с 'тоническими. Большое внимание при петро- и геохимических исследованиях уделя-:ь вещественной характеристике всех комплексов, при этом использовались традици-1ые петрографические приемы и методы многомерного статистического анализа . эбое место в работе занимала реконструкция магматогенных структур как законо-эных совокупностей магматических и магматогеннотектонических форм, представ-эщих собой важнейшую характеристику магматических комплексов и их ассоциа-1. Сочетание перечисленных методик позволило осуществить комплексный подход к нению поставленных задач.

1аучная новизна работы заключается в следующем: 1) впервые (1966-1971 гг.) •матические образования режимов сводообразования ПП территории Казахстана, а ем и Средней Азии были расчленены на самостоятельные петрологические объек-— вулканические, состоящие из покровных, экструзивно-жерловых и субвулканиче-IX образований, самостоятельные лайковые и плутонические комплексы, вулкано-'тонические ассоциации и их ряды. При этом выявлено конституционное строение х названных магматических подразделений, петрологически обоснованы их объёмы эаницы; 2) установлено, что орогенные комплексы являются продуктами дифферен-щии полигенных магм, образованных при смешении мантийных и коровых; формы асштабы гибрндизма эволюционируют в развитии эрогенного режима; тафрогенные (плексы - сочетания продуктов мантийных и коровых магм с признаками главным >азом флюидно-диффузионного гибридизма 3) показано, что строение рядов ороген-тафрогенных комплексов отражает две тенденции эволюции магматизма - гомо-мную, являющуюся результатом породообразующих процессов и обусловливаю-

0 сериальный характер изменения свойств магматитов, и антидромную - результат иодически проявляющихся магмогенерирующих процессов, нарушающих сериаль-

1 характер изменения этих свойств; 4) обосновано, что обращенные магматогенные ггрально-кольцевые структуры (МЦКС) являются основной формой проявления магизма режимов сводообразования; установлены закономерности формирования и люции МЦКС, определены для них термины и понятия, разработана их классифика-; 5) обосновано и введено в металлогенический анализ (совместно с

M.M. Василевским, 1977) и позднее развито автором представление о вулканогенн или магматогенно-рудных центрах, системах (МРЦ, MPC) со свойственными каждо из типов МРЦ, MPC минерагенической специализацией и рудоконтролирующими ф< мами; выявление МЦКС и МРЦ определило новый методический подход к геологи1 скому картированию и поискам полезных ископаемых в пределах орогенных и таф[ генных зон ПП; 6) выделены и охарактеризованы различные типы рядов орогенных тафрогенных магматических комплексов со свойственными им МЦКС и на их основ* различные типы орогенов и тафрогенов, установлены пространственно-временные : кономерности их проявления, дополняющие представления об эволюционном развит ПП. На основе выделенных типов рядов и образованных магматическими комплекса! МЦКС дано новое районирование Северного Прибалхашья .

В целом доклад представляет собой новое и, пожалуй, первое обобщение по мап> тизму обстановок континентального сводообразования ПП практически всей террит рии бывшего СССР, т.е. различных регионов и эпох. В работе на современном уров развития магматической геологин предпринята попытка решить научную проблему у ловий возникновения, закономерностей проявления и развития, причин разнообраз состава и структурной реализации, а также минерагенической специфики орогенного тафрогенного магматизма.

Практическая значимость работ и внедрение результатов. Усовершенствованш в процессе исследований представления о геологическом строении ареалов распростр нения орогенных и тафрогенных магматитов территории Казахстана и Средней Ази отражённые в публикациях, отчетах и на крупномасштабных геологических картах схемах различного содержания, в том числе кондиционных, использовались и испол зуются при проведении поисковых и тематических работ, а также при составлен! сводных государственных [53, 61-63] и специализированных карт, схем [27, 44-48, 5 66, 67]. Данные по расчленению и корреляции орогенных и тафрогенных магматич ских комплексов явились составной частью региональных схем [15, 28, 70] и схем ко реляции магматических образований территории СССР [16, 49], а также используются серийных легендах Госгеолкарты-200 [60]. Разработки, касающиеся методических в просов расчленения и корреляции этих образований, в частности наземных вулканич ских и дайковых, освещены в ряде публикаций [28, 33, 58, 65], использованы в Метод ческнх рекомендациях [31] и в соответствующих разделах и статьях Петрографическо кодекса [71]. Систематизированные признаки изученных диссертантом магматическу комплексов использованы для характеристики соответствующих формаций [19, 21-2 68, 69] и в Таблицах диагностических признаков [31]. Палеореконструкции с выделен ем МЦКС различных типов, осуществлённые в 60-ых годах в Токрауской впадине С верного Прибалхашья [3, 4, 7, 10-12, 20, 25, 30], привели к существенному изменени представлений о геологическом строении и истории развития конкретного и подобны ему регионов, определили новый методический подход к их геологическому картиров; нию и поискам полезных ископаемых [17, 18, 26, 32]. Предложенный на примере С верного Прибалхашья новый подход к районированию вулкано-плутонических пояа раскрывает их полигенное происхождение и закономерности развития, в связи с че такое районирование может служить полноценной основой для прогноза поисков п лозных ископаемых.

Полученные результаты исследований, в том числе выявленные закономерности ра вития орогенного и тафрогенного магматизма использованы при составлении или р .тактировании обобщающих карт и схем различного геологического содержания и обт

нительных записок к ним [27, 45-48, 51, 53, 61-63, 67], Атласа палеовулканологиче-:их карт СССР [59, 66], в написании томов № 6, кн. 1 - "Казахстан и Средняя Азия" и i 10, кн. 1 - "Геологическое строение СССР" многотомной монографии еологическое строение СССР и закономерности размещения полезных ископаемых" 5-50].

Практическое значение выполненных исследовании для целей геологического карти->вания заключается в выделении и обосновании возрастного положения ( в том числе >и проведении разномасштабных геологических работ) орогенных и тафрогенных агматических комплексов в различных регионах Казахстана и Средней Азии; в уста->влении их состава, внутреннего строения и фаниального разнообразия, в выявлении 13ЛИЧИЙ между последовательными комплексами и комплексами, принадлежащими к 13НОТИиным формационным рядам, в разработке принципов и методики их расчлене-1Я и корреляции. Для целей металлогенического анализа и прогноза на различные полные ископаемые значение работы сводится к установлению закономерностей обра-вания орогенных и тафрогенных комплексов и их размещения в МЦКС и их систе-IX, в вулкано-плутонических поясах; к установлению минерагенической специализа-ш МРЦ различных типов, и перспективности ряда зон распространения орогенных и фрогенных магматитов в Казахстане и Средней Азии на некоторые виды полезных :копаемых и к проведению поисковых работ; к выявлению различных типов орогенов тафрогенов.

Апробация результатов исследовании. Основные теоретические выводы исследо-ний и положения прикладного и методического характера были доложены и вынесе-.1 на обсуждение заседаний Научно-технического совета ИГО "Центрказгеодогия" 965, 1967, 1970); Симпозиума по вулкано-плутоническим формациям и их рудонос-)сти (Алма-Ата, 1966); Первой Республиканской научно-теоретической конференции злодых геодогов КазССР (Алма-Ата, 1968); 1, 111, V, VII Всесоюзных палеовулканоло-нических симпозиумов (Москва, 1973; Новосибирск, 1977; Черкассы, 1981; Ташкент, 186); Региональных петрографических совещаний — И, III, IV Казахстанских (Балхаш, 173; Усть-Каменогорск, 1984; Караганда, 1988), IV и V Среднеазиатских (Ташкент. 183; Ленинабад, 1988), IV — по Кавказу, Крыму, Карпатам (Нахичевань, 1983), IV — ыыгевосточного (Южно-Сахалинск, 1988), IV— Северо-Восточного (Магадан, >88); VI, VII Всесоюзного и 1 Всероссийского петрографических совещаний (Ленин-ад, 1981; Новосибирск, 1986; Уфа, 1995); Юбилейной сессии Казахстанской экспеди-ш МГУ (Москва, 1975); Всесоюзного симпозиума "Глубинное строение, магматизм и ;таллогения Тихоокеанских вулканических поясов" (Владивосток, 1976); V и VI Все-юзных вулканологических совещаний (Тбилиси, 1980; Петропавловск-Камчатский, '85); Среднеазиатского тектонического совещания (Душанбе. 1981); X Всесоюзного ;таллогенического совещания (Алма-Ата, 1983); III Казахстанского стратнграфиче-ого совещания (Алма-Ата, 1986); Школы-Семинара "Расчленение и корреляция маг-ггических комплексов" (Алма-Ата, 1986); научной сессии Межведомственного нетро-афического комитета (Москва, 1989); 28 и 29 сессий МГК (Вашингтон, 1989; Киото. '92); Международного пермского конгресса (Пермь. 1991); шееданий Межвсдомс i -иной группы по решению проблем стратиграфии верхнего палеозоя Прибалхашско-гийского вулканогенног о пояса (1989-1991); сессии Ученого совета ВСЕГЕИ (1995).

Публикации. Результаты исследований автора отражены в 71 публикации (в числе в 1 персональной и 7 коллективных1 монографиях), в 20 производственных логосъемочных и научно-тематических отчетах, в региональных и межрегионалы корреляционных схемах, в картах различного содержания и различных масштабов.

Формированию взглядов, представлений автора содействовала постоянная возм ность консультироваться по затрагиваемым в работе проблемам с наставниками и t летами — специалистами в области магматической и региональной геологии. С глу кон признательностью вспоминаю сотрудничество с B.C. Коптевым-Дворников М.В. Тащнннной, E.H. Горецкой. Искренне благодарю за руководство и поддержк работе Т.В. Перекалнну, Н.П. Михайлова, В.Н. Москалеву, В.Я. Кошкина. Выполне! работы в значительной мере содействовали консультации, советы со сторс

A.B. Авдеева, H.A. Афоничева, М.М.Василевского, Н.Г.Власова, Г.Ф. Ляпич< В J1. Масайтиса, A.C. Остроумовой, В.К. Ротмана, H.A. Румянцевой, а также обсуж ние многих вопросов с М.К. Бахтеевым, Т.Н. Далимовым, В.И. Дронов! C.B. Ефремовой, М.Е. Запрометовым, В.Н.Зелепугнным, Б.С. Зейлик

B.П. Коржаевым, A.M. Курчавовым, Ю.И.Лялиным, Б.А. Марковск В.Л.Масайтисом, Т.М. Мацокиной, В.А. Павловым, Я.М. Рафиковым, ß.M. Стеблов Е.Р. Семеновой-Тян-Шанской, Э.Ю. Сентмуратовой, Э.С. Чернер М.Н. Щербаковой, З.А. Юдалевичем и многими другими.

Весьма плодотворной была совместная работа в разные годы с В.Н. Копылов! A.M. Тарасенковым, Н.В. Скубловой, Г.Т. Скубловым, М.И. Лнтваком, О.Г. Кан1 Е.А. Кухаренко, А.Е. Костиным, И.В. Хуртаком. Графические материалы к докл; оформлены Г.Ф. Управителевой. Всем названным лицам автор приносит свою искр нюю благодарность.

Основные защищаемые положения.

1.Выделенные и охарактеризованные в ПП Казахстана и Средней Азии орогенн комплексы образованы парагенезами средних- кислых пород сериально-гомодромн строением и спорадически ассоциирующими с ними базитами, тафрогенные - совок ностями перемежающихся во времени контрастно-бимодальных по кремнекислотнос пород с сериально-гомодромным изменением состава базитов и кислых магматитов.

2. Орогенные петрогенетические серии, возникают при дифференциации полиг пых магм, образованных при смешении мантийных и коровых; масштабы и фор гибридизма в эволюции орогенного режима направленно изменяются от непосред венного смешивания расплавов для ранних комплексов до преобладания флюид! диффузионного их взаимодействия - для поздних. Тафрогенные петрогенетические рии базитов и кремнекислых магматитов образуются при слабо выраженной диффер циации мантийных выплавок и коровых магм, подверженных главным образом флкм но-днффузионному гибридизму.

3. Строение рядоа орогенных-тафрогенных комплексов отражает две тенденции эволюции магматизма режимов сводообразовання в ПП - гомодромную и антидро ную. Гомодромная - результат направленно изменяющихся условий магмогенерации проявления кристаллизационной дифференциайции расплавов , обусловливающих i рнальный характер изменения свойств магматитов; антидромная - результат перяо/ ческого возобновления магмогенерируюших процессов (плавления субстратов, гибр

U коллективных монографиях автору принадлежат главным обратом разделы, касающиеся предоро|енных. орогенны тэфрогенных магматических комплексов. и\ рудоносности. МЦКС и МГЦ

зма), обусловливающего скачкообразную смену всех свойств магматитов последова-пьных магматических комплексов.

4.Обращенные магматогенные центрально-кольцевые структуры (МЦКС) являются новнон формой проявления магматизма сводообразования. Выделенные и охаракте-зованные типы этих МЦКС ( вулканогенный, вулкано-плутоногенный, дайково-утоногенный и плутоногенный).и соответствующие им типы магматогенно-рудных нтров со свойственной каждому из них минерагенической специализацией отражают следовательное сближение уровней вулкан-очаг в развитии орогенно-тафрогенных эдов. Тафрогенный режим, сочетающий остаточное куполообразование с приповерх-стными растяжениями, раскалываниями куполов, сводов, обусловливает сосущест-вание МЦКС с линейными структурами - фабенами, лайковыми поясами. 5. Выделенные на основе специфики магматизма и магматогенного структурообра-вания последовательные три типа орогенов и сменяющих их тафрогенов (первичных, оричных, остаточных) представляют собой эволюционный ряд гомологических обра-ваний, свойственных различным этапам развития ПГ1. Направленное изменение ха-ктерных особенностей последовательных типов орогенов и тафрогенов в сочетании с зрастанием относительной роли этих образований в развитии подвижных поясов от-жают эволюционные тенденции развития земной коры. Они заключаются в увеличе-и её мощности и консолидированное™, приводящих к разобщению, поляризации в гматической колонне очагов корового и мантийного происхождения, к усилению нтрастности магматизма и к вытеснению коровых магматических проявлений ман-йными.

II. Типовые проявления орогенного и тафрогенного магматизма территории Казахстана и Средней Азии

Орогенные и тафрогенные магматические образования подвижных поясов (ПП) тер-тории Казахстана и Средней Азии развиты широко и имеют различный возраст — вонский, позднепалеозойский и позднемезозойский. Порожденные с тветствующи-[ режимами эпох континентального сводообразования в развитии ПП, они обладают дом общих черт и в то же время значительными различиями, отраженными в составе :троении магматических комплексов и их рядов, в характере связи вулканических и утопических пород, в сложности образованных ими структур и в некоторых других признаках.

Многолетнее с различной детальностью изучение проявлений магматизма Прибал-шско-Илийского [1-3, 6-10, 12, 14, 15, 17, 20, 28, 70] и Девонского [13, 18, 22-24] ясов Казахстана, Бельтау-Кураминского Срединного Тянь-Шаня [25, 49, 54, 68, 69], ложенных впадин хребтов Терскей Алатау и Киргизского [25], Южного Гиссара [25, , 54, 61-63] и юго-восточного Памира [25, 29, 53, 61], и сравнительный анализ этих оявлений при проведении обобщающих исследований [29, 34-37, 40-43, 46-54, 59, -63, 66, 68, 69] позволили автору подразделить их на две основные фуппы. К одной них. условно названной по одному из регионов развития Южно-Гиссарским типом, «сены орогенные и тафрогенные образования относительно кратковременного раз-гия и простого строения Девонского пояса, Жарма-Калбинской, Баканасской и Илий-.1Й зон Казахстана, Южного Гиссара. Юго-Восточного Памира и др.В другую группу жрауский тип) объединены сложно построенные и длительно развивавшиеся ассо-ации нозднепалеозойских магматитов Токрауской и Котанэмельской впадин Прибал-иско-Илииского пояса, Рудного Алтая и Чаткало-Кураминского региона Бельтау-раминского пояса. В докладе приведено описание типовых орогенных и тафрогенных

раминского пояса. В докладе приведено описание типовых орогенных и тафрогенн обраюнаний этих групп - Южного Гиссара (I группа) и Токрауской впадины Северне Прибалхашья (II группа) и в сравнительном аспекте приведены характеристики друг и\ представителей.

//. I. Южно-Гиссарский тип

Южный Гиссар •— один из немногих районов Средней Азии, для которого орогенш режим и одноименная стадия развития ПП признавались практически всеми исследсн гелями. Этот регион является составной частью Гиссаро-Северопамирской подвижн системы (ПС) Средиземноморского пояса, развивавшейся по эвгеосинклиналыюму т ну с раннего карбона на протоплатформенном основании. Детальное изучение ороге ны\. лючобскнх магматитов проводилось в 50-ые (E.H. Горецкая, II.К. Морозен» С.Л. Лесков и др.) и 60-ые годы (Т.А. Сикстель, С.И. Щукин, Е.А. Космынин и др.) свершилось монографией Р.Б. Баратова, E.H. Горецкой, С.И. Щукина "Дацит-липар юная формация Южного Гиссара" (1973). В работе рассмотрена обстановка проявлен вулканогенных образований различных фаций глубинности, покровные вулканиты Л1 чобскоп свиты подразделены на толщи, даны петрографическая и петрохимическая > ракгеристики пород и сведения о распределении в породах некоторых элементов-пр месей. Возраст лючобскнх вулканитов условно принят как l'i на основании их налег ния на фаунистически охарактеризованные позднекаменноугольные отложения и пер крытия красноцветной молассой (ханакинская свита), датированной Т| по отпеча кам флоры. В последующие 80-ые годы (Л.М. Гопфауф и др., 1982; В.М. Стеблова др., 1984; Л.Н. Шарпенок и др., 1986, 1989) представления о пермо-раннетриасовой и горни развития Южного Гиссара были дополнены и частично изменены. В частност В.М. Стебловой с соавторами толщам "дацит-липаритовой формации" был придан pai cum. объединенных в лючобскую серию; вновь выделенная ангорисайская свита ко фастиых по составу вулканитов (ранее трахиандезитовая толща, условно отнесенная дацит-липаритовой формации) на основании главным образом сходства ее базитов нетроводужнымн шошонитами интерпретирована как доорогенная; все вулканическ! свиты региона получили дополнительную вещественную характеристику. Нашими и следованиями были внесены следующие основные дополнения и изменения: пермски раниегрнасовые образования подразделены на вулканические, вулканогеино-осадочнь и плутонические комплексы, получившие дополнительную вещественную характер стику. реконструированы магматогенные структуры, уточнена роль вулканитов в сост ве красноцветной молассы (Р2—Т|). обосновано положение в развитии региона контр стно—бимодальной вулкано-плутонической ассоциации, уточнены ее состав и строени Это позволило разработать новую схему расчленения и корреляции магматитов, обо новать существование в указанное время не только орогенного, но и тафрогенного р жима со свойственными каждому из них специфическими рядами магматических кои плексов и типами магматогенных структур. В соответствии с этим постгеосинклинал нос развитие Южного Гиссара представляется автору доклада следующим образом [2 53.54.61-63].

Дифференцированные поднятия позднегеосинклинального (инверсионного) режии иринели практически к полному замыканию флишевых и флишево-молассовых upon бон. а охватившее регион с ранней перми орогенное многокупольное сводообразоваш обусловило проявление наземного вулканизма и сопряженного с ним плутонизма. В р пльтате этих процессов постгеосинклинальные магматические образования оказалш

жализованными (рис. 1) в пространственно разобщенных полого-овальных мульдах -1адинах (10x7 км). Эти структуры, возникшие, как правило, на месте центров орогенно-магматизма отчетливо дискордантны по отношению к складчато-синклинальным зрмам, но тяготеют к их внутренним зонам.

(Эрогенный временной ряд магматических комплексов Южного Гиссара образован [дезит-риодацитовым и дациандезит-риолитовым вулканическими и гранодиорнт-йкограшповым плутоническим, ассоциирующим с поздним вулканическим (рис. 2). Первый вулканический комплекс (Р)?), развитый в большинстве мульд-впадин ре-она, и только в покровной фации, — это двухфазный в целом гомодромный ряд по-|д. Ранняя фаза комплекса (в составе нижней осадочно-вулканогенной толщи) - гру-юбломочные туфы, туффиты, реже кластолавы и лавы, последовательно изменяющие-гю составу от андезитов до риодацитов при преобладании андезитоидов; поздняя фа, которой практически соответствует вторая толща стратифицированных вулкани-1П, — грубофьяммовые игнимбриты дацитового-риолитового составов при преобла-шии риодацитов. Мощность покровных вулканических образований составляет 400100 м.

Андезиты комплекса — сериально-порфировые или гетеро-порфирокластические »роды соответственно с вкрапленниками (10-30% породы) или кристаллокластами зо-шьного плагиоклаза (до 70% вкрапленников), авгита, роговой обманки, биотита, ак-:ссорных магнетита, циркона; риодацнты — базокварцевые игнимбриты с крисгал-1кластами (до 15% породы) главным образом кислого плагиоклаза, реже калинатрово-полевого шпата, изредка биотита и кварца. Петрохимической особенностью этого лканического комплекса (рис. 3, А) является широкий диапазон составов пород по держанию как кремнекислоты (моды андезитоидов — 58-59 и 62-63, риодацитов — >-71вес.% 5Ю3), так и щелочей (4.5-7.5 вес.% Ыа^О+КгО) и по соотношениям послед-ix. При в целом калиево-натриевом типе щелочности пород (Ыа20/К;0=!, 13+0,66) в [дезитах отмечается слабое преобладание Ыа над К, а в риодацитах К над №; отдельно разновидности последних приближаются к калиевому типу; общая щелочность, обенно калиевость вулканитов повышается с ростом кремнекислотности при падении : титанистости. На классификационной диаграмме (Ыа20+К20)-5101 тренд составов >род комплекса расположен в поле пород нормального ряда, на диаграмме К:0-$Ю; енд занимает диагональное положение в области нормально-калиевых и частично 1соко~калиевых магматитов нзвестково-щелочной серии.

Магматические проявления второго этапа орогенного сводообразования Южного [ссара объединены в вулкано-плутоническую ассоциацию (Рг?), состоящую из даци-дезит-риолитового и гранодиорит-лейкофанитового (диамаликского) комплексов, горой орогенный вулканический комплекс, включающий, в отличие от первого, по-овные, экструзивные и субвулканические образования, имеет, как и первый двухфаз-1е строение. Первая фаза в покровной фации — это дациандезитовые, дацитовые, ред-риодацитовые гетерокластические туфы, автомагматические брекчии, игнимбриты; орая фаза — риолитовые, риодацитовые, трахириолитовые, трахириодацнтовые иг-[мбриты, иногда игниспумиты. Общая мощность покровных вулканитов комплекса 0-2000 м. Экструзивные и субвулканические фанодиорит-, фаннт-порфиры и рио-ты (иногда невадитовые) образуют редкие небольшие штоки, силлообразные, кольце-1е и конические тела, тяготеющие к соответствующим по форме трещинам внутри лканических мульд или в обрамлении комагматичных интрузивов. Часть даек -них лей (фанодиорит-, гранит-порфиры), вероятно, принадлежат к позднепермском\ да-

и)

ци.шдезш-риолиювому комплексу. Комагматичные вулканиты и сходные с ними вещественным признакам сериально-порфировые до невадитовых граноднорит-, г кит-порфиры и порфировидные гранодиориты, граниты слагают крупный (10x5 ь массив (рис. I) и ряд мелких штоков и дайкообразпых тел. Массив, соизмеримый площади с вулканическими мульдами, и более мелкие тела гранитоидов обнажень наиболее эродированной, реликтовой вулканической мульде (северо-восточная ча( описываемой территории), в "прикорневой" зоне вулканической постройки.

(Лчмав пород позднепермской вулкано-плутонической ассоциации определяется ( вок\пиосгями следующих минералов: зонального плагиоклаза, биотита, кварца, 111101 .ни 1и а для дапиандезитов, гранодиоритов— ранних фаз вулканического и плутони1 скот комплексов и обильного (до 70% вкрапленников) кварца, калиевого полевс ппкна. кислого плагиоклаза, изредка биотита — для риолитов, гранитов поздних фаз целом комплексы этой ассоциации представляют собой ряды пород с иоследовате. ним юмодромным изменением их состава (63-75% 810;) и модами в областях 64-67 [ мцшшдештов и 74-75% БЮ; для риолитов с нарастанием их суммарной щелочное 1 (1-8° иХа:0^К:0) и калиевости (Ыа:0 К:0=0,95н-0,68). Все породы комплекса относя! к нормальному петрохимнческому ряду и принадлежат к высококалневым разновид! с!ям чкнматитов известково-щелочной серии (рис.ЗА).

Главной закономерностью орогенного магматизма региона является ритмичное с проявление и формирование в соответствии с этим двух в целом однотипно построй них серий пород - вулканических и плутонических комплексов. Комплексы подраз; |«м1ся на магматические фазы, отражающие прерывистость магматического процес однако в целом они характеризуются упорядоченным изменением структурно-веще! венных признаков пород. Сериально-гомодромное их строение и генетическая св! порол серий иллюстрируется трендами составов магматитов на бинарных диаграмм (рис. З.А). а также направленным изменением ряда других параметров: группировк порол каждого комплекса вдоль одной прямой линии (рис. 3, С), отражающей эволюг онпый ход развития единой магматической системы на диаграмме БЮ^-О (кристалг (анионный индекс Полдерваарта-показатель степени магматической дифференциаци! ко (ффициентами фракционирования (Кф), равными 53-94 и 73-96 для пород соответс пенно раннего и поздних комплексов; положительной корреляцией с кремнекислот КЬ. К.. I.¡, Бп. и и отрицательной Сг, Со, V (В.М. Стеблова и др., 1984), также от{ лающими эволюцию дифференциации материнских расплавов на микроэлемента > ровне.

Гакич образом, орогенные комплексы Южного Гиссара — это гомологические сер ально-гомодромные ряды пород, отражающие в целом однонаправленный процесс р вития магматических очагов, тогда как временная ассоциация этих комплексов— р дискретных серий пород, отражающий неравномерное, периодическое развитие ор генной магматической системы с противоположными (гомодромной и антидромно 1еиденииями эволюции.

Структуры, н пределах которых локализованы орогенные комплексы Южного Гисс ра (рис.] ) и других рассматриваемых в работе регионов, по своему генезису являют млгматогеннотектоническнми (раздел IV', (5.7.10,11,20,30]). Об этом свидетельству рнд фактов: пространственно-структурная сопряженность покровных, экструзивн жерловмх и субвулканических образований, приуроченность к прикорневым зон. реликтовых вулканогенных мульд комагматичных гранитоидов. сокращение мощност с ¡ратифицированных ву лканитов к внутренним частям мульд- просевших вулканич

их построек, участие в строении структур конических и кольцевых трещин-разломов, кладывающихся соответственно при куполо- и кальдерообразовании и зафиксироаан-iix иногда субвулканическими телами и др.

Иной характер свойствен позднепермско-раннетриасовой истории Южного Гиссара, I мнению автора, тафрогенной [34, 54], сочетающей, как известно, смолообразование с [фтогенным грабенообразованием, кремнекислый магматизм с базитовым и с накоп-нием грубой красноцветной молассы так называемой "грабеновой" фации. Все разно-разие геологических событий этого времени сосредоточено на рассматриваемой тер-[тории (рис. 1) главным образом в двух грабенах— Шираталинском (I), поперечном | отношению к субшпротному орогенному своду, и Богаинском (II), ограничивающим от свод с юга, и в горстовом блоке, граничащем с Шираталинским грабеном на восто-

В Шираталинском грабене тафрогснный магматизм проявлен активно и разнообраз-I, а его продукты локализованы в приуроченной к этому грабену овальной (9x5 км) (горисайской магматогенной структуре. Магматиты объединены в контрастно-бимо-льную вулкано-плутоническую ассоциацию, состоящую из вулканического трахиан-зибазальт- шошонит- трахириолнтового (ангорисайского) комплекса в покровной, струзивно-жерловой и субвулканической фациях, комплекса гипабиссальных малых [трузий (лайкового) и плутонических комплексов монцонитоидов и фанитоидов ис. 2). Стратифицированные вулканиты, образующие выподаживающуюся к внутрен-м частях вулканогенную мульду, отчетливо разделяются на четыре последовательные гласно залегающие толщи, соответствующие 4 фазам вулканизма (I-IV). Первая — э серия покровов массивных, флюидальных, миндалекаменных трахиандезибазаль-в-шошонитов реже трахибазальтов-абсарокитов и трахиандезитов-банакитов, иногда туфов и туфоконгломератов (мощностью 500 м); вторая — трахирнодацитовые, рио-товые грубофьяммоные игнимбриты, туфы (около 700 м), фациально замещающиеся и удалении от вулканического центра туффитами, туфопесчаниками, красноцветны-I туфоконгломератами (до 250м); третья толща (от 400 до 700 м) наиболее разнооб-зна по структурно-текстурным признакам и составу пород и представляет собой пе-слаивание калиевых трахиандезитов-банакитов, латнтов, трахитов, реже трахианде-5азальтов-шошонитов, часто игнимбрито- или игниспумитоподобных, иногда мнн-текаменных; наконец, четвертая толща (150 м)— это риолитовые-трахириолитовые вадитовые с обильным кварцем игнимбриты, игниспумиты. Контрастность состава род присуща также экструзивно-жерлопой :'. субвулканической фациям вулклниче-это и дайковому комплексу: силлообразные конические залежи на северо-западе гматогенной структуры (рис. 1) сложены трахиандезитами-банакитами, монцонит- и нцодиорит-порфирами, а центральный экструзивный купол и серия полукольцевых i< нических даек, заполняющих систему концентрических трещин в южном обрамленш-итралыюго купола, гранит-порфирами-риолитами. Завершается тафрогенный маг тизм становлением контрастных по составу плутонических комплексов. Монцонит-;ниты (курукский комплекс) слагают небольшие штоко- и силлообразные тела по не ферии Ангорнсайской структуры, тяготеющие к разломам, ограничивающим Шира шкский грабен. Лейкограниты-аляскиты (южноварзобский комплекс) образую-/пный овальный (10x6 км) массив, лишь частично расположенный в Шираталинскои [бене, в юго-восточном обрамлении Лнгорисаискон структуры, а главным обра I — в пограничном горстовом блоке.

Основным» элементами-формами Ангорисайской структуры являются: мульда с в полаживающимисн к внутренней зоне покровами, конические и кольцевые трещины разломы, отражающие чередование процессов соответственно куполообразования (г ложительное магматическое давление) и проседания, обрушения (компенсация ир фессирующего опустошения промежуточной магматической камеры) и, наконец, це тральный экструзивный купол. Все они свидетельствуют о решающей роли в формир вании структуры процессов магматизма и магматогенно-купольной тектоники в связг продолжающимся сводообразованнем региона. В то же время присутствие в Ангор сайской структуре субщелочных базальтоидов-монцонитоидов, сопряженных с лине ними трещинными излияниями и внедрениями базитов вдоль глубинных разломов, грубой красноивстной молассы "грабеновой" фации, а также приуроченность структ рм к Шнраталинскому i-рабену и удлиненность вдоль него указывает на участие в ст новлении тектонических процессов растяжения-фабенообразования, перемежающихс с\дя по чередованию во времени контрастных по составу магматитов, с куполообраз

1МНИС.М.

В оыичие ог Шираталинского фабена с активно проявленным магматизмом, Богаи скНй грабен (И на рис. 1). граничащий с орогенным сводом на юге, заполнялся главны образом красиоцветной молассой (ханакинская свита, р2~Т( по отпечаткам флоры), poj вулканитов "в составе которой долгое время считалась незначительной. Однако паи исследования показали (Л.Н. Шарпенок и др., 1986, 1989, [54, 62]), что красноцветнь терригенные отложения по всему разрезу ханакинской свиты, кроме базальной пачк постоянно переслаиваются с вулканогенными. При этом состав входящих в краен цветную молассу вулканитов (трахиандезйбазальты-шошониты-трахиты трахирнодацпты-риолиты) и их последовательность оказались до детале аналогичными таковым в Ангорисайской магматогенной структуре, а фации мощности иными , свидетельствующими об удаленности вулканитов от центре извержений, тяготеющих главным образом к "поперечному" фабену. Сингенетичност несмотря на фациальные различия, и, скорее всего, синхронность тафрогенны магматитов в грабенах с активным и пассивным проявлением магматизм подтверждается также идентичностью вещественных признаков магматических пород единой - тенденцией их изменения во времени, которые сводятся в основном следующему, Трахиандезибазальтам-трахитам обоих фабенов (I и III фаз вулканического комплекса) и монцонитоидам Шираталинского свойствен однотипны парагенезис минералов: плагиоклаз (от Лабрадора в трахиандезибазальтах до основног олигоклаза в трахитах) , титансодержащий авгит, оливин (65-70% форстерита), биоти (в латитах-трахитах), иногда гастингсит, анортоклаз, акцессорные магнетит, апати ильменит, сфен; миндалины выполнены хлоритом, халцедоном, кварцем, кальцитов )пидотом и цеолитом. Породы характеризуются умеренной глиноземистостыо нижими железистостью -и магнезиальностью, высокой щелочностью (5,2-8,5? Na;0-fK;Ö), неустойчивостью типа щелочности (Na20/K20= 1,2-^0,4) . На диафамм K:()-SiO; (см. рис. 3 В-1|,2.э) составы тафрогенных базитов расположены в области шо шоннговой серии, о'днако их титанистость колеблется от низкой до повышенной в паи более-основных разновидностях (0.6-1.6% TiOi). Эти породы, кроме того, характеризу ются по меньшей мере тремя трендамифис.З.В-!, ij). каждый из которых объединяй-сериальные группы пород из разных фаз комплексов, но одинакового уровня калиево сти и титанистости. В то же время все тренды, несмотря на временную паузу между фа )ами вулканического комплекса, в течение которой проявлялся риолнтовый вулканизм отражают однотипную тенденцию эволюции трахибазальт-трахитового-монцонит

ioboi'o магматизма. Она заключается п образовании гомодромных рядов пород, укла-ваютихся в интервале 47-63% SiOj, с растянутой модой в облает трахиандезитов-■итов (53-60% Si62), с отчетливым увеличением общей щелочности и калиевости по-I и снижением титанистости . Сериально-эволюционный характер изменения состава юд подтверждают также Кф=56-ь71 и 67-н87 соответственно для пород 1 и III фаз вул-тческого комплекса, сериальный индекс А. Ритмана о=2.2-9.0 и тренд на диаграмме )3-С1 (показателя степени кристаллизационной дифференциации)— практически шолннейный и достигающий значения С1=2 (см. рис. 3, С). С закономерностями из-||ения параметров пород согласуются геохимические — в эволюционном ряду магма-го в отмечается накопление Rb и убывание Li, V, Cr, Sn, В, Ni, Со (В.М. Стеблова и . 1984). В целом базиты тафрогенной вулкано-плутонической ассоциации характерное высокими содержаниями Rb (до 150 г/т) и Sr (1 120 г/т), положительной специа-зацией на Li, Cr, Sn, Be, В, F, слабо повышенными для мантийных пород значениями X7Sr/l<',Sr= ] ,704-=-1,706 (Ю.П. Шергина, ¡989, ВСЕГЕИ).

В свою очередь трахириодациты, риолиты-трахириолиты (II и IV фазы вулканиче-5го комплекса), гранит- гранодиорит-, граносиенит-порфиры гипабиссальных малых трузий и комагматичные им лейкограниты-аляскиты — кремнекислые составляющие итрастной вулкано-плутонической ассоциации также образованы однотипными ми-эальными парагенезами и характеризуются петрохимическим родством. При разных этношениях в породах постоянны сочетания калинатрового полевого шпата (15-'/о), андезин-олигоклаза-олигоклаза (5-40%), кварца (5-30%), биотита (3-10%), дессорных циркона, апатита, иногда сфена, граната. Это самые кремнекислые (SiO; 77%) породы региона, высокожелезистые и богатые щелочами (5.7-9.0% Na20+K20) ,натриево-калиевым ло калиевого типом щелочности (Na;0-'K;0=0.84-О.З) при 4етливом преобладании калия; на диаграмме K20-Si0; (. рис. 3. В) составы этих род расположены главным образом в области высококалиевой известково-шелочной зии. Временная последовательность этих магматитов представляет собой срываемый становлением базитов в целом гомодромный ряд (от 67 до 77% SiC);) с дами в областях риодацитов (71-72) и риолитов (75-77% SiO:), со слабым ижением за счет Na20 суммарной щелочности,неустойчивым, i о в целом ростом лиевости и снижением титанистости пород . Эти тенденции отражены двумя бпараллельными трендами, соответствующими петрохимическим ¡"ругшам различных 01знёй щелочности и калиевости(рис.З,В-11,2) Генетическая связь кремнекислых род тафрогенных серий подтверждается также Кф=71 -^86 и 77-^95 для следовательных фаз комплексов, прямолинейностью тренда на диаграмме Si02-CI л. рис. 3, С), достигающего минимальных значений. Кроме того, закономерная правленность изменения параметров пород заключается также в последовательном коплении РЬ, Be, Y, Yb, Rb, F(B.M.Стеблова и др., 1984) Изотопный состав имеет сколько пониженные для коровмх пород значения: s Sr/wSr=0.708-f-0.710 П. Шергина, 1989, ВСЕГЕИ). По сравнению с поздним орогенным комплексом фрогенные риолитоиды-фаиитоиды характеризуются в целом более высокой емнекислотностыо и щелочностью.

Отчетливая контрастная бимодальность тафрогенной вулкано-плутонической ассо-ации заключается не только в контрастных вещественных признаках порол, но и в сугствии первично магматических разновидностей с переходными чертами. Это ил-ктрируется (см. рис. 3, С) трендами составов пород на диаграмме SiOi-CI , отра-нощими степень отклонения пород от состава первичной системы анор-т + диопсид + форстерит. В данном случае они демонстрируют эволюцию двух иеза-

ипсимо развивающихся серий мигматитов: кремнекислой, где происходит смена С Na и К, и базитовой, в которой Mg сменяется Fe2' и Fe3*. Предельные их диффереш ты достигают минимальных значений С1 для каждой из исходных магм независи! магматических очагов.

Контрастный по составу продуктов магматизм сопровождается становлением личных по генезису и формам структур. Вдоль активизированных глубинных раз л о синхронно с базитовым магматизмом формируются горсты и грабены, а в их преде синхронно с риолит-гранитовым магматизмом происходит становление магматогеш центрально-кольцевых структур. В частности, в Шираталинском грабене образовал компенсационная мульда-впадина с коническими, полукольцевыми и кольцевыми лами магматитов вдоль соответствующих разломов и центральным экструзивным ку лом, в горсте — округлый куполовидный интрузив граннтоидов (см. рис. 1).

Как уже отмечалось, аналогичными Южно-Гнссарскнм являются орогенные и таф генные образования девонского возраста Центрального Казахстана, Чаткало-Курам ского региона Среднего Тянь-Шаня, хребтов Терекей-Алатау и Киргизского Северн Тянь-Шаня, позднепалеозойские Жарма-Калбинской, Баканасской и Илийской зон захстана. и позднемезозойские Юго-Восточного Памира (рис.2). Умеренная интенс ноегь эпигеосинклинального сводообразования в этих регионах обусловила, как и Южном Г'иссаре, двухритмовое проявление орогенного магматизма с последователь! сменой двух парагенезисов комплексов [34, 52), незначительно отклоняющихся по ставу от типовых: андезит (андезибазальт>-риодацитового с диорит (габбродиори гранодиоритовым и дациандезит (даиит)-риолитового с гранит (граносиени лейкогранитовым. Вулканическим и плутоническим комплексам парагенези< свойственна, как и на Гиссаре, некоторая пространственная разобщенное плутонические тела в отдельных структурах или зонах часто отсутству Образованные магматитами структуры — это обычно , наложенные мульды-впадиж ограниченным проявлением в них субвулканических и экструзивно-жерлов образований и овально-куполовидные гранитоидные плутоны. Тафрогенн образования этого типа во всех случаях представляют собой вулкано-плутоннческ ассоциацию, состоящую из контрастно-бимодального трахиандезит-трахитовог трахириодацит-риолит-трахириолнтового комплекса, обычно сочетающегося красноцветнон молассой, и, при наиболее полном проявлении, из дв плутонических— монцонит-сиенитового и лейкогранит-аляскитового (rpai сиенитового). Кремнекислая составляющая ассоциации обычно соизмерима или да' преобладает над базитовой, монцонитоидный комплекс во многих зонах отсутствует.

Особое место в этой группе, типе орогенных-тафрогенных образований принадлеж девонским Центрального Казахстана. Они, в отличие от всех прочих этой группы, ф( мировались в пограничных условиях между каледонидами и герцинидами Казахстана образовали краевой Девонский вулканический пояс (А.А. Богданов, 1959). Эта ороге но-тафрогенная структура имеет протяженность около 1800 км при ширине около I км. дугообразную форму и подразделяется на три сектора — юго-западный, северный северо-восточный, а также внешние и внутренние зоны, отражающие латеральную и меичивость образований пояса (В.Г. Тихомиров. 1975; А.А. Моссаковский, 197 D.M. Шужанов, 1984; A.M. Курчавое, 1985; 1989; М.К. Бахтеев, 1987 и др.). В результ те двухритмового орогенного магматизма, длившегося здесь, как и на Южном Гисса; около 40 млн. лет, сформировались две (см. рис. 2) последовательные вулкано-плут нические ассоциации [13, 18, 22-24, 34, 52]: андезит (андезибазальт)-риодацит-габбр диорит-гранодиоритовая и дациандезнг-риолит-гранодирит (граносиенит)-лейкогр

-овая. В отличие от Южного Гиссара, оба члена временного ряда комплексов прояв-:ы в вулканической и плутонической фациях, а их составы характеризуются более рокими диапазонами по содержанию БЮт (за счет более основных разновидностей >од) и более высокой суммарной щелочностью, главным образом за счет Ыа20. В то-время тренды составов пород обеих ассоциаций (см. рис. 3), отражающие сериаль-■гомодромную направленность развития комплексов, расположены, как и Южно-:сарские, на классификационной диаграмме главным образом в поле пород >мальной щелочности (наиболее основные и кремнекислые разновидности тяготеют меренно-щелочным), а на диаграмме КчО-ЗЮг в области высококалиевых пород естково-щелочной серии. Тафрогенный магматизм Девонского пояса длился около млн. лет, и продукты этого магматизма , развитые, как и на Южном Гиссаре ( рис. 2) нообразно и широко, объединены в вулкано-плутоническую ассоциацию, тоящую из трахиандезибазальт-шошонит-трахириодацит-трахириолитового ¡канического комплекса, ассоциирующего с красноцветной молассой, и только мнекислого плутонического-граносиеннт-аляскитового. Вулканогенно-осадочные ожения этой сложной ассоциации приурочены к наложенным на орогенные [нятия грабенообразным впадинам, создающим с разделяющими их горстами тему "клавиатуры блоков"; гранитоидные интрузивы тяготеют к поднятиям. )тличия петрохимических параметров тафрогенных магматитов Девонского пояса от >аметров анхчогичных по кремнекислотности пород на Южном Гиссаре заключаются вкым образом в следующем: субщелочным базитам свойствен более низкий уровень иевой щелочности; специфической чертой кремнекислых пород является присутст-:, наряду с аналогичными южно-гиссарским, очень высококалиевых разновидностей, >азующих тренд с колебаниями содержаний КЮ от 5.0 до 6.2%. По уровню титани-сти как базиты, так и кремнекислые породы в сопоставляемых регионах в целом падают, однако в публикациях есть указания на присутствие среди трахибазальтов :окотитанистых (до 2.38% "ПСК) разновидностей (М.К.Бахтеев, -1987). Таким обра-I, Девонский вулкано-плутонический пояс с более полно, чем на Южном Гиссаре, »явленным орогенным магматизмом, но редуцированным тафрогенным представляет ой единственный в своем роде на территории Казахстана и Средней Азии ясовой" подтип орогенно-тафрогенных образований Южно-Гиссарского типа. Устойчивая повторяемость в пространстве и но времени однотипных комплексов и вертикальных и временных сочетаний позволяет говорить о формационных рядах, йственных Южно-Гиссарской группе орогенных и тафрогенных образований. Оро-ный ряд представляет собой два последовательных парагенеза формаций: андезит-дацитовой с габбродиорит-гранодиоритовой и дациандезит-риолитовой с гранит-когранитовой. В связи с тафрогенным режимом возникает сложная ассоциация фор-шй,состоящая из трахиандезнбазальт-шошонит-трахириодацит-трахириолитовой канической, монцонит-гюрфир-гранит-порфировой гипабиссальных малых интрузий вух плутонических - монцонит-сиенитовой и лейкогранит-аляскитовой.

11.2. Токрауский тип (Северное Прибалхашье) Казахстанская подвижная область — сложное мозаичное сочетание каледонских :рцинскнх подвижных систем, срединных массивов и структурных элементов моло-плагформы, и Северное Прибалхашье, как один из регионов этой области, также ючает разновозрастные и разнородные структуры, среди которых одной из наиболее пных и выразительных является СЗ сегмент позднепалеозойского Прибалхашско-гйского нулкано-плутонического пояса (ПИВП). Выделенный Н.Л. Афоничевым

пиского вулкано-плутонического пояса (Г1ИВП). Выделенный H.A. Афоничеи (1967), пояс издавна привлекает внимание исследователей исключительным многооб зием проявления магматизма, особенно наземного вулканизма, и высокой рудонос! стыо. Одни исследователи трактуют его как сводово-глыбовую область (М.А. Абд; кабирова, Е.Д. Карпова и др.), другие — как форму проявления тектоно-магматическ активизации (М.К. Бахтеев, Д.В. Рундквист и др.), но в большинстве работ пояс р смазривается в качестве структурного элемента герцинской Джунгаро-Балхашской п синклинально-складчатой системы, сформировавшегося в орогенном режиме (A.A. / дулин, H.A. Афоничев, В.Ф. Беспалов, Л.И. Боровиков, Ю.А. Зайцев, В.Я. Кошкин, Г. Ляиичев, Н.П. Михайлов, В.Н. Москалева, М.В. Таишнина, Е.Д. Шлыгин, М.Г. Xiii мутдинов и др.).

Протяжённый (около 1500 км при ширине до 150 км) овально-дугообразный, и подковообразный — (незамкнутый на юго-востоке) пояс не только гетерогснен, не ио.шетадиен. Наиболее полно и разнообразно магматизм этой сложной структуры, том числе орогенный и тафрогенный, проявлен в его СЗ сегменте (рис.4, зоны I-Y1 что обусловлено его предысторией. Здесь (рис. 2.4), вслед за консолидацией отдельш зон каледонид, формирование герцинской Джунгаро-Балхашской подвижной систек началось с заложения (D3-C|) и развития предшествующих поясу прогибов, иног линейных рифтоподобных, названных шовными вторично-геосинклинальными ("Гее строение СССР..., т. 6, кн. 1, 1989), [55]. Эти прогибы имеют специфическое, сравнению с геосинклинальнымн, развитие: слабое проявление сначала контрастно - риолит-трахибазальтового, а затем андезнт-риолитового вулканизма, сочетающегося накоплением мелководно-морских и лагунных углеродисто-терригенно-карбонатных карбонатно-терригенных отложений.Вслед за ранними герцинскими прогиба;, формируется ранне-позднекаменноугольная* (С\ в [7, 10, 20, 28 и др.]) осадочн в\ лканогенная ассоциация(андезит-дацит-риолитовый вулканическт

ко.мплекс.покров- ные фации которого сочетаются с песчаниками, известнякам углистыми аргиллитами) с признаками субаквальных и субаэральных y^oet накопления толщ, с преобладанием грубообломочных фаций вулканогенных пород частым переслаиванием вулканитов различного состава . Экструзивно-жерловые оубнулканические фации вулканитов развиты слабо, комагматичные вулканита крупные (до 500 км и более) интрузивы габбро-диорит-гранодиоритов обычь: обособлены пространственно и структурно от вулканических образована Характерный минеральный парагенез пород этой вулкано-плутонической ассоциаци — сочетание (в соотношениях, соответствующих основности магматитов) зонально: плагиоклаза, клинопироксена, роговой обманки (в том числе в риоллтах и гранита биотита и обильного кварца при практическом отсутствии среди порфировы выделений калинатрового полевого шпата; в петрохимическом отношении — эт прерывистый, но в целом, гомодромный ряд пород с модами в области 59 для средни 62-65 для средне-кислых и 73% Si02 для кислых магматитов, с нормальной д умеренной общей щелочностью при калиево-натрневом ее типе.

Структуры, образованные породами этой ассоциации, представляют собой мул! лы-синклннали с признаками слабого, неравномерного, но достаточно устойчивог

' ?лсс1. и лалее возрастные границы комплексов, я отличие от прицеленного мною в ранее опубликованных работах, соответствую! Решению Межведомственной группы по разработке корреляционной схемы вулканических образовании Север-щи о Црнбзлчашья |65. 70|

?тия толщ, иногда с узко-линейными формами распределения пород ранних вулка-1еских фаз, "перерастающими"в овальные мульдообразные поздних магматических >явлений. Все перечисленные свойства ранне-позднекаменноугольной вулкано-плу-[ичсской ассоциации, свидетельствуют о ее формировании в неустойчивых услови-отражающих переход от процессов проседаний к воздыманию региона, предшест-эщий орогенному сводообразованию в Токрауской зоне Северного Прибалхашья. ; это позволило автору работы рассматривать охарактеризованную комагматическую оциашпо, образующую нижний этаж ПИВП и считавшуюся ранее орогенной, как :дорогенную [22, 40, 45, 60]. Последующие орогенные образования (С3-Р2) отделены предорогенных региональным несогласием, проявившимся как в перестройке струк-того плана региона (рис.4), так и в широком распространении в основании ороген-х толщ пачек конгломератов, содержащих гальку всего разнообразия пород предоро-ной ассоциации, в том числе плутонических.

Петротипический ряд орогенных комплексов Северного Прибалхашья проявлен внутренней зоне Северо-Токрауской впадины — в пределах Центрально-Токрауской темы магматогенных структур (рис.4, центральная часть Н-Б) и состоит, в отличие Южно-Гиссарского, из трёх (рис. 2; 4-1а,б,в) последовательных вулкано-плутонче-(х ассоциаций (ВПА), или вертикальных комагматических парагенезисов (В.Н. Мос-ева, 1980). Эти ассоциации различных зон Северного Прибалхашья и образованные 1 структуры всесторонне охарактеризованы диссертантом в ряде публикаций разных [1, 7, 9, 12, 14, 23, 25, 28, 36, 37, 40, 46, 70], в том числе в монографин [20], в кото-< приведено детальное описание вулканических, дайковых и плутонических ком-:ксов, включающее петрографические, петрохимические и геохимические характе-тики пород со статистической обработкой данных, анализ строения комплексов и А, истории и механизма формирования магматогенных центрально-кольцевых уктур (МЦКС) и их систем. К настоящему времени изменился на основании новых одок отпечатков флоры только возраст магматических пород [70], тогда как их имоотношения и характеристики не претерпели существенных изменений,а выяв-ные закономерности лишь дополнились некоторыми новыми выводами [34, 52, 54, 69], но не претерпели существенных изменений. Решением Межведомственной ппы [70] установленная автором последовательность позднепалеозойских вулкани-ких образований признана обоснованной, а их стратифицированные разрезы пара-атотипическнми. Это позволяет привести в настоящем докладе характеристику оро-ных и тафрогенных комплексов и образованных ими структур в самом общем виде.

Первая (С; -Р|?) орогенная ВПА объединяет трахиандезит-трахириодацитовый канический и монцодиорит-субщелочно-двуполевошпатово-гранитовый монцо-нитовый) плутонический комплексы. Первая фаза вулканического комплекса — это обладающие трахидациандезитовые, дациандезитовые и трахидацитовые (рис.ЗА) сталлотуфы-кристаллоигнимбриты (автомагматические брекчии), часто агломера-ые, характеризующиеся обилием (до 60% породы) кристаллокластов и присутствием юобразных шлировидных и гомеогенных включений. Во второй фазе типовыми яв-1тся базокварцевые двуполевошпатовые риодацитовые-трахириодацитовые гру-1ьяммовые нгнимбриты. Наряду с покровными фациями (мощностью до 2500 м) в гаве комплекса постоянны немногочисленные тела экструзивно-жерловых и с\б-канических образований. Комагматичные вулканитам многофазные плутоны (до км") образованы последовательным рядом пород от монцодиоритов через кварце-монцодиориты к монцогранитам.

Вулканические и плутонические породы этой ВПА характеризуются {2, 20] т ситовым сложением, неоднородностью состава и раскристаллизации с постепенным резкими границами между разновидностями пород, пятнистым гломепорфировым р пределеннем минеральных агрегатов и резкими колебаниями в их количественных отношениях. Породам свойственны неравновесные минеральные ассоциации - соче ния авгита, роговой обманки, биотита двух генераций, Лабрадора, андезита, олигокл кварца и калинатрового полевого шпата и значительные содержания (2,5-4%) акцесс пых минералов -титаномагнетита, циркона, апатита, сфена, фаната. Интересно ши кое развитие в магматитах пойкилитовых, реакционных и регенерационных струк-Первые образованы многочисленными включениями (иногда зональными) плагиокл биотита, апатита и рудного минерала в пироксене, пироксена, апатита и бибтита в п гноклазе, зерен плагиоклаза и пироксена в кварце и т.д.; реакционные и регенераци ные взаимоотношения установлены между фенокристаллами плагиоклаза и основ! массой породы, калинатровым полевым шпатом и плагиоклазом, роговой обманко пироксеном; плагиоклазам наряду с нормальной зональностью свойственны ритмич: и обратная.Важным признаком пород первой орогенной ВПА являются шлировид» включения [2]. Одни из них (овальные, размером от 1-1,5 до 3-5 см) - однообразн состава и гипабиссального облика (габбродолериты-порфировидные диориты) име закаленные каймы при обогащении экзоконтакта кварцем и представляют собой, ско всего, диалиты (В.С.Попов, 1981), или "капли основного расплава"(Т.И.Фролова,19^ частично раскристаллизованные, попавшие в более холодную и кислую магму и стывшие в ней в условиях переохлаждения. Другие включения (эллипсообразные р мером до 7-10 см и более) - гомеогенные, или автолиты (Р.С.Ва1ешап е1 .аЬ., 19 Г.Б.Ферштатер,1987 и др.) с извилистыми, иногда расплывчатыми очертаниями и яв ниями закалки вмещающих магматитов. Обладая близкими с вмещающими порода петрофафическнми признаками, автолиты обычно имеют более меланократовый сос и мелкозернистое строение. Это, с одной стороны, позволяет считать их родственны включениями, с другой -наиболее ранними фазами кристаллизации пород в результ фракционирования.

Многие из перечисленных особенностей пород свидетельствуют о процессах симиляции, контаминации при их кристаллизации (5.Я.Ыоссо^з,1933; А.Н.Заварицк 1937; В.С.Коптев-Дворников,1952 и многие др.) и характерны для гибридных образо ний. В целом магматиты позднекаменноугольно-раннепермской орогенной ВПА Сев ного Прибалхашья представляют собой последовательный гомодромный ряд (61-7 5Ю2) в вулканической и плутонической фациях с Кф = 61-5-88 и модами в областях 62 для трахидациандезитов и 67-71% 5Ю2 для трахириодацитов, с возрастанием,главн образом за счет К20, щелочности пород (6,5-8%) калиево-натриевого типа и снижен: их тнтанистости (0,55-0,2% ТЮ2) при повышенной железистости и относительно н кой глиноземистости пород. На диафамме (Ыа30 + К20)-5Ю2 тренд составов пород социации практически совпадает с фаничной линией полей нормального и умерен щелочного рядов (рис.3,А), а на диафамме К20 расположен в области высоко-калие! магматитов известково-щелочной серии. Поведение химических элементов в поро ассоциации различно (рис.5).Ранние проявления комплексов (трахидациандезиты-м цодиориты) характеризуются, по сравнению со средними содержаниями в породах ответствутощей основности (А.П.Винофадов, 1962), повышенными концентраци! Со, Си, 8с, 8г, Ва, йа, РЬ, близкими к средним Сг, Ве и пониженными N1, V, "П, Ъс, При этом содержания Со, Си, Бс, Бг, С г, V, Л в последующих породах се|

омплекса) снижаются, в той или иной мере приближаясь к кларковым в наиболее >емнекислых разновидностях, а На, Ga, I'b, 7,г, lie, Yb, Y проявляют тенденцию к на-шлению в поздних их фазах.

Вторая, раннепермская орогенная ВПА региона состоит из трахидацит -трахи-юлитового вулканического и кварцево-монцонит -субщелочногрзнитового плутони-ского комплексов. Типовыми среди покровных вулканитов, слагающих толщи до ЮО м, являются трахидацитопые-дацитовые гетерокластнческие туфы, часто игним->итоподобные (I фаза), сменяющиеся но времени трахириолитоными -риолитовыми, ахириодацитовымн тонкофьяммовыми игнимбритами (II фаза); спорадически в осно-нии стратифициропанных толш вулканитов присутствуют андешт-трахиандезиты. тчительная роль в составе второго вулканического комплекса, по сравнению с пред-естоующим, принадлежит экструзшшо-жерловым и субвулканическим фациям пород, ¡разующим штоки, силлообразные, кольцевые и конические тела, тяготеющие главам образом к мульде, сложенной покровными вулканитами. Породы плутонического 1мплекса ассоциации - монцодиориты, кварцевые монцониты-шелочнодвуполевош-гтовые граниты слагают массивы (10-20 км") дугообразной формы, обычно обрам-ющие вулканогенные мульды.

Магмагиты раннепермской ВПА, но сравнению с породами предшествушен, ха-ктеризуются менее выраженными признаками гибридизма, однако неоднородность става и структур пород, гломеронорфировое распределение и неравновесность мине-льных афегатов в какой-то мере сохраняются; присутствуют также включения в подах, главным образом, гомеогенные. В соотношениях, соответствующих основности, повым вулканическим и плутоническим магматита.м ассоциации свойственны соче-ния (в порядке убывания) зонального плагиоклаза, калинатрового полевого шпата, арца, биотита, роговой обманки и авгита; темноцветные минералы составляют не бое 7-8% плутонических пород и достигают 15-20% в вулканических (за счет, главным разом, биотита), акцессорные (ana гит, магнетит) содержатся в количестве до 2-3%.

Следует подчеркнуть, что вторая орогенная ВПА Токрауской впадины представ-ет собой совокупность магматических пород, в целом близких по кремн^-кнслотности 1гматитам предшествующей ассоциации, однако моды по SiOj для образований более алией ассоциации смещены в сторону "раскисления"(64-66 для трахидацитов, 70 -я трахириодацитов и 74% SiO; для трахириолитов-риолитов), а содержание щелочей вышается до7,5-8,5%. Породам свойственны нормальные глииоземистость и желези-ость,калиево-натриевый тип щелочности npi, преобладании К^О, возрастание сум-рной щелочности, главным образом за счет гО, и снижение титанистости (0,6-0,2% СЬ) в последовательном гомодромном ряду .лагматнтов (Кф^64ч-90). На диаграмме a20+K20)-Si02 (рис.3,А) тренд составов пород реннепермской ВПА находится в поле род умеренно-щелочного (субшелочнсго) петрохимическото ряда, на диаграмме К;0-Э; - в области высоко-калиевых пород извее ково-щелочной серии; направление гго-еднего отражает достаточно интенсивный рс:т содержаний К;0 в умеренно кислых родах. Кроме того, в исходных породах ассоциации слабо повышены, по сравнению средними содержаниями (А.П.Виноградов, 962), концентрации Ва, Sc, Ga, Pb, Be, 1гзки к средним Сг и ('о и понижены концентрации Ni, V, Ti, Zr (рис.5). В последова-пьном ряду магматитои ассоциации происходит накопление Ва, Zr, I'b, Be, Yb, Y и ижение содержаний Sc, Ga, Co, Cr, Ni, V, Ti, '>r, концентрации большинства из кото-ix остаются, однако, повышенными но сравнечию с кларками для кремнекислых под.

Третья, завершающая орогенный ряд позднепермская ВПА образована вулка] ческим, дайковым (гипабиссальным комплексом малых интрузий) и плутоническ комплексами [7, 20]. Вулканическому комплексу этой ассоциации, всегда развито локально, свойственно широкое проявление разнообразных по форме экструзнвно-ж ловых и субвулканических образований, которые по площади выходов пород часто п; вышают покровные. По составу это главным образом трахириолиты, трахириодаци — игнимбриты, игниспумиты, спекшиеся туфы, лавы; лишь изредка в основании I кровной фацнн вулканитов (до 1000 м) отмечаются трахидациты, трахидациандези-что позволяет в целом рассматривать комплекс как однофазный трахириолитовь Вслед за вулканическим формировался комплекс даек гранит-, граносиенит-порфир риолитов, образующих сложные переплетения силлообразных конических и кольцев дайкообразных тел; завершает эту вулкано-плутоническую ассоциацию многофазн комплекс субщелочных биотитовых двуполевошпатовых лейкогранитов, образуюш интрузивы полукольцевой, эллипсоидной (5x10 км) или изометричной (7x6 км) форк' Все породы ассоциации лейкократовые (обычно 1-5%, иногда до 10% биотита), с 1 большими количествами олигоклаза (до 15-20% при частом отсутствии во вкраплен) ках вулканитов) и состоят на 40-45% из калинатрового полевого шпата (микроюи псртита в гранитах) и 30-35% кварца; характерны для пород повышенные содержан сфена в сочетании с цирконом и рудными акцессорными минералами. В наиболее I новных вулканитах ассоциации - трахиандезитах, трахидацитах кроме перечисленш минералов присутствует зональный андезин-олигоклаз, а биотит сочетается с редкш зернами авгита. В целом магматиты третьей орогенной ВПА образуют относитель короткий (65-77% 5Юг) гомодромный ряд (Кф=74+92) умеренно-щелочных высои» лиевых (до ульгракалиевых) пород (рис.3,А); мода по кремнекислотности тяготеет к с ласти трахириолитов (76-77% БЮ:) тип щелочности калиево-натриевый - калиевый с четлнво проявлена пантеллеритовая тенденция в изменении щелочности наибол поздних пород ряда, обусловленная, вероятно, продолжающимся нарастанием крем1 кислотности расплава после достижения им максимальной щелочности, главным о6[ зом калиевой в области 71-73% 510:. Породам ассоциации свойственны повышенн содержания (рис.5) элементов Си, Оа, РЬ, близкие к кларковым концентрации Сг, С N1, Бс, Ва, 2.x и пониженные V, "П, Бг, Ве, УЬ, У, ЫЬ.

Важной характеристикой вещественного состава орогенных вулканических ко плексов Токрауской впадины является спорадическое присутствие в том или ином них обычно в приразломных структурах однотипных базитов, тяготеющих к основан ям толщ покровных вулканических образований. Как правило, это порфировые лейк кратовые трахибаззльты-трахиандезибазальты-трахиандезиты (48-56% БЮ?) с вкра ленниками главным образом лабрадора-андезина, обычно зонального, и в небольш* количестве клино-, изредка ортопироксена, оливина, роговой обманки, биотита, опла ленных зерен кварца, а в основной массе помимо перечисленных минералов - калина рового полевого шпата. Породы относятся к умеренно-щелочному петрохимическо(1 рядч (У шел.=5,38-^5,96) с калиево-натриевым типом щелочности; тренд их составов I диаграмме КгО-БЮз (рис.З.В) практически приурочен к граничной линии, разделя: шей области пород высококалиевой нзвестково-шелочной и шошоннтовой серий. Пр спствне среди орогенных вулканитов этих базитов, в различной мере контрастнру! ших по вещественным признакам типовым породам всех трёх комплексов, и их сопр женность с самыми ранними проявлениями магматизма каждого ритма орогенно магматизма, свидетельствуют о возможности при определенных условиях (скорее все

е--

ри смене напряжений сжатия растяжениями в пульсационном развитии режима) про-икновения расколов к источникам базнтового вещества. В то же время появление ба-<тов подчеркивает, усиливает дискретность орогенного магматизма, сопровождаемую чтидромными изменениями состава пород между комплексами временного ряда при зщей его гомодромной направленности.

Каждой их трех орогенных ВПА Токрауской впадины Северного Прибалхашья свой-гвенно специфическое внутреннее строение, обусловленное закономерными простран-гвенными сочетаниями и соотношениями определенных магматогеннотектонических и агматических элементов-форм, (раздел 1У, [3, 7, 10—12, 20 и др.]). Вулканиты первой ПА, т.е. с начального этапа орогенного сводообразования, формируют крупные, вальные (50-70x80-150 км) компенсационно-конседнментационные мульды (рис.4 -а), усложнённые более мелкими куполами и впадинами. По обрамлению мульд, вдоль угообразных трещин — границ крипто- или "доисторических кальдер", по Б. Эшеру, а ногда во внутренних частях структур второго порядка расположены немиогочислен-ые экструзивные и субвулканические тела; комагматичные вулканитам гранитоиды ногда отмечаются в краевых частях глубоко эродированных вулканогенных мульд, но ше они образуют обособленные от вулканических полей плутоны среди пород осно-шия этих мульд.

При формировании второй ВПА на фоне крупных мульд предшествующего этапа юдообразования возникает целый ряд более мелких (30-50x80-100 км) разобщённых ш соприкасающихся и образующих цепочки структур (рис.4-16) ! "лждая из этих руктур представляет собой выполаживающуюся к внутренней зоне мульду-впадину в зрамлении конических и кольцевых трещин-расколов и их сегментов с достаточно ироко развитыми вдоль них экструзивно-жерловыми и субвулканическими телами; >анитоиды этой ВПА также расположены в пределах мульд или в непосредственной шзости к ним и образуют дугообразные тела илн центральные плутоны, являясь, та-1м образом, наравне с вулканитами элементами - формами единых структур.

В процессе становления третьей ВПА на завершающем этапе орогенного сводо->разования сформировались структуры, представляющие собой небольшие (10-15x20-) км) пологие мульды-впадины (рис.4-1в), обычно кальдерообразные, окруженные и юнизанные многочисленными экструзивно-жерловыми и субвулканическимн телами, »льцевыми дайками и полукольцевыми, серповидными или изометричными (цен-ального типа) плутонами гранитов. Все магматические породы в интрузивном залега-1И фиксируют концентрическую систему конических и кольцевых расколов и ради-ьные трещины. Ведущая роль в структурах, образованных породами третьей ВПА шнадлежит, несомненно, субвулканнческим, дайковым и плутоническим образовани-1.

В целом типовой орогенный магматизм Токраусуой впадины характеризуется, по авнению с Южно-Гиссарским, относительной длительностью, интенсивностью, мно-образием фаций и форм проявления, повышенной суммарной и калиевой щелочно-ыо и пониженной титанистостыо пород, сложностью строения образованных магма-тамн структур. илиотонические, но и дайковый (для поздней-ассоциации)-комплек-I. Каждый из комплексов, как и на Южном Гиссаре, имеет в целом сериально-модромное строение, отражающее регрессивную эволюцию расплавов единого маг-тического очага (обогащение пород к конечной стадии процесса кремнекислотой, :лочами и другими некогерентными элементами). В то же время временной ряд оро-чных комплексов характеризуется противоположными тенденциями в эволюции со-

с vana образующих его магматитов. Смена во времени одного комплекса другим сои жена со скачкообразным антидромным изменением состава пород, иногда сопровс лаемым проявлением субщелочных базитов, свидетельствующим о периодическ энергетическом воздействии на орогенную магматическую систему, способствуют магмообразованшо. При этом общая направленность изменения состава пород ряда i тается гомодромной. Это отражено в смещении в более кремнекислые и щелочные ( ласти исходных пород последовательных комплексов, их главных мод по содержат SiО2 и средневзвешанных составов (рис.3 А) и свидетельствует о регрессивной эвол иии не только отдельных магматических очагов, но и орогенной магматической сис мы в целом.

В результате эволюционный орогенный ряд Токрауского типа представляет с бой смену следующих ассоциаций магматических комплексов: трахидациандезит-тр хириодацитового с монцодиорит-монцогранитовым (I ассоциация), трахидацит-трах риолитового с кварцевомонцонит-субщелочногранитовым (II) и трахириодаш трахнриолитового с субщелочно-лейкогранитовым (III). В этом ряду происходит дг кретно- направленное изменение вещественно-структурных признаков пород близк основности и совокупных признаков комплексов последовательных ассоциаций: I) с носительно грубообломочные вулканические породы — туфы, автомагматическ брекчии с разнообразными включениями, грубофьяммовые агломератовые игнимбрит (I) сменяются более тонкими спекшимися туфами и игнимбритами(Н) и затем тонкоф яммовыми игнимбритами и игниспумитами(Ш), а неоднородные такситовые с шлир образным распределением минералов гранитоиды (I) через разновидности пород пер ходного облика (И) сменяются однородными равномернозернистымн гранитами (Hi 2) базокварцевые или с редкими кристаллокластами кварца преимущественно плагио дазовые и относительно меланократовые пироксен-биотнт-роговообманковые породы неравновесными соотношениями минералов и признаками гибридизма (I) сменяют более равновесными по минеральным парагенезам преимущественно биотитовык' двуиолевошпат-кварцевыми магматитами (И), а затем лейкократовыми бесплагиокл зовымн (во вкрапленниках вулканитов) или с явным преобладанием калинатрового п левого шпата и кварца (Ш) 3) изменение петрохимических свойств пород при незав! симости трендов каждой ассоциации проявляется в смещении главных мод ассоциаци по содержанию S¡C>2 в области более кислых составов (62-63, 67-71 для I ассоциаци 64-66, 74 для II и76-78% SiCb для Ш) в увеличении суммарной щелочности поро близкой кремнекислотности (7-8, 7,5-8,5 и 8-9% соответственно для последовательны ассоциаций) за счет роста главным образом К20 (2,4-3,5, 2,8-4,2 и 3,2-4,8%); 4) изм пение геохимических характеристик пород (рис. 5)5 рассматриваемых орогенных ас с циаций [8, 20] сводится в основном к следующему: а) к уменьшению от основных поро к кислым в ассоциации и от ассоциации к ассоциации содержаний Cr, Со, Ni, V, Cu, к увеличению Pb, Be, Yb, Y, Nb; б) к более выраженной отчетливой геохимической сп циадизации образований от покровно-вулканических через субвулканнческие и дайк< вые к плутоническим и соответственно от пород первой ВГ1А к третьей; в) к последов; тельному увеличению значимости геохимических различий между вулкаж

Основанных на результатах статистической обработки количественных анализов 325 проб на 12 злементон (РЬ. /п. С Мо. Ве. и. "Пт, ЫЬ. и. ЯЬ, Со. N0 из всех фаций вулканических, лайковых и плутонических комплексов Централын Токрауск.ой системы кольцевых структур.Произведенной Г.Т. Скхбловыч по пр<чр,1мче М Д Белонина и Г.Т. Скублон Распределение элементов в плутонических комплексах см. в {8}.

¡утопическими ассоциациями, несмотря на неустойчивость геохимических признаков 'лканических образований, особенно покровных фаций.

Таким образом,орогенные комплексы Токрауской впадины, как и на Южном Гис-ре, представляют собой гомологические серии пород, отражающие в целом гомо-юмную зволюцию cool ветс гвуюшич магматических очаг ов, временной ряд ком-1ексов - дискретную серию пород, отражающую периодическое развитие орогенной згматической системы с гомодромной и антидромной тенденциями эволюции. Внут-;ннее строение магматических комплексов и их ассоциаций, отражая эволюцию оро-нного магматизма, изменяется в направлении последовательного их усложнения: в >ставе вулканических комплексов постепенно усиливаются роль и многообразие экс->узивно-жерловых и субвулканических образований, затем появляются дайковые >мплексы и усиливается значимость плутонических комплексов в составе ассоциации, соответствии с этим изменяется и характер магматогенных структур, образуемых подами последовательных ассоциаций: от относительно простых с вулканогенной ульдой в качестве главной структурной формы при пространственной обособленности г мульды комагматического плутона и ограниченностью роли магматогенной тектони-1 в их образовании (I ассоциация) через переходные типы до сложно построенных /лканически-субвулканически-дайково-плутоногенных структур с ярко выраженны-и проявлениями магматогенной тектоники пя 111 ассоциации (типизация структур эипедена в разделе IV).

Интенсивность орогенного развития Токрауского региона предопределила смену эогенного режима тафрогенным, сочетающим остаточное куполообразование, сопро-)ждаемое риолит-гранитовым магматизмом, с горизонтальными напряжениями в ¡ршннных частях орогенных сводов, приводящими к заложению магмоподводящих |убинных разломов, формированию зон растяжения и к проявлению рифтогенного /бщелочнобазитового магматизма. Типовая тафрогенная вулкано-плутоническая ассо-тация4 Токрауской впадины объединяет (рис. 2, 6) полифациальный вулканический, эедплутонический лайковый, плутонический и постплутонический лайковый ком-тексы [7, 10, 20, 40-42, 4S, 56, 69]. Контрастно-бимодальные по составу породы по-зовных образований вулканического комплекса состоят из преобладающих (мощно-:ыо до 600 м) базитов —массивных или флюидальных анортоклаз-оливин-двупирок-:новых, иногда миндалекаменных с цеолитами и самородной медью трахиандезиба-шьтов-шошонитов (реже трахибазальтов, трахиандезитов-латитов, трахитов), сме-иющихся риолитами-трахириолитами (до 250 м), обычно лейкократовыми, часто базо-зарцевыми игнимбритами, игниспумитамн, лавами, содержащими во вкрапленниках и эрфирокластах главным образом калиевый полевой щпат, реже кварц и биотит. Среди сструзивно-жерловых и субвулканических образований комплекса соотношения кон-застных по составу пород при их перемежаемости во времени обратные: тела базаль-зидов редки и тяготеют к оконтуривающим вулканический центр коническим и коль-гвым трещинам или к радиалыю-линейным зонам растяжений, риолитоидные тела элее многочисленны и разнообразны, распространены достаточно широко, образуют южные штокверкообразные переплетения или протяженные цепочки. Впервые выде-.Ч1НЫЙ автором в регионе предплутонический лайковый комплекс этой ассоциации редставляет собой [7, 15, 16, 20J сочетание перемежающихся во времени даек трахи-элеритов, трахибазальтов,. монцонит-порфиров, обычно наиболее ранних в комплексе,

цшемваемая в рашшч работах ainopj [20 и др.] как самая поаднчя, пермская r последовательном ряду ВПА региона

а также фаносиенит-фанит-порфиров, трахириолитов (токрауский к.[20]). Плутоничс ские проявления ассоциации также контрастны по составу пород: с одной стороны эт единичные интрузивы монцонитов-сненитов, с другой - многочисленные многофазные обычно изометрической формы интрузивы аляскитов - щелочных фанитов. Первы развиты за пределами типового региона и в целом аналогичны монцонитоидам Южног Гиссара, вторые состоят из микроклин-пертита (45-60%), кварца (25-40%) с больши! количеством газовых ¡1 газово-жидких включений, олигоклаза-альбит-олигоклаза (1С 20%), цветных минералов (0-5%) - биотита, единичных зёрен рибекита, акцессорных флюорита (до 0,3%), ортита, циркона, ильменита, берилла, топаза и др. В поздних раз новидностях фанитов темноцветные минералы практически исчезают, содержания аль бита и акцессориев повышается. Отмечается также тенденция к увеличению содержа ний N3 и уменьшению Са, "П в более поздних фазах внедрения [6, 8, 20]. Завер шзющие тафрогенный магматизм Токрауской впадины постплутонические дайки гра посиенит-фанит-порфиров и долеритов немногочисленны и пространственно тяготею к массивам аляскитов.

Таким образом, основной особенностью тафрогенной ВПА является контрастна: бимодальность но кремнекислотности объединённых в неё пород. Субшелочные ба ¡алыоиды-монцонитоиды этой ассоциации по петрохимическим свойствам достаточш шменчнны и, несмотря на преобладание пород с повышенной шелочностыс (£щел-4,8*8,5) при к&тиево-натриевом, иногда калиеиом типе, они характеризуются ш бинарных диафаммах двумя трендами (рис. ЗВ-111 3). Первый из них отражает составь . сериальной фуппы относительно высокотитанистых пород шошонитовой серии, вто рые - менее титанистых высококалиевых известково-щелочной серии при близост! тренда к фаничной линии с шошонитовой областью. Этим породам свойственны также устойчиво умеренные магнезиальность (2,5—6 вес. % Г^О), и суммарная железистост! (7,5-9,5%), нормальная до низкой титанистость (1,4-0,98% ТЮ2). В целом обе фупгп. базитов различного уровня щелочности представляют собой гомодромные серии (Кф=60+79). укладывающиеся в области 50-61 и 56-60% Б'Юз и характеризующиеся ростом щёлочности магматитов главным образом за счёт ЬоО и снижением железисто-сти, магензиальности, тнтанистости. От базальтоидов, спорадически проявляющихся о составе орогенных комплексов, они отличаются в целом более высокой калиевой щёлочностью, титанистостью, магнезиалыюстью, более высокими содержаниями Сг, Со. N1. V, Бс, Бг и пониженными Ва, 2г, РЬ, Ве (рис. 5, [8]).

Рнолнтоиды-фанитоиды ассоциации относительно однородные, преимущественно ультракислые субшелочные высококалиевые (отдельные разновидности до ультракалиевых) породы натриево-калиевого (до калиевого) типа (№:0/К;.0= 1,0+0,3); последовательный гомодромный ряд этих пород (5101=67+76%, Кф=85+95%) характеризую-ется снижением для умеренно кислых разновидностей, но в целом ростом их калиево-сти, снижением общей щёлочности (£щел=9,5+7,5%), железистости, магнезиальности, тнтанистости. Тафрогенные кремнекислые магматиты в целом близки по своим свойствам позднеорогенным, но отличаются от них присутствием в составе серии пород, близких по своим признакам к комендитам - щелочным аляскитам (низкие содержания плагиоклаза, присутствие щелочного амфибола, (Хщел до 9,5%, К:0 до 5%); кроме го-го, они, по сравнению с позднеорогенными, имеют ярко выраженную геохимическую специализацию - повышенные содержания Ве, ЫЬ, УЬ, У (рис. 5, [8, 20]).

Фацнально разнообразные магматиты типовой тафрогенной ВПА, в отличие от орогенных, образуют ансамбль округлых в плане и линейных структур [3, 7, 20, 29, 48,

]. Наименьшая роль в этом ансамбле структур принадлежит кальдерообразным муль-м-впадинам (до 7x13 км), часто у наследующим орогенные. Они заполнены стратифи-[рованными вулканитами, а к ограничивающим их разломам тяготеют экструзивно-грловые и субвулканические образования [20 - рис.17, 23]. Более значимыми элемен-ми этого ансамбля являются протяжённые линейные (до 100 км и более при ширине 10 км), иногда переходящие в полукольцевые зоны разломов растяжения (рис. 6,11-Б, О, 48]), к которым приурочены экструзивно-жерловые и субвулканические и гипабис-льно-дайковые образования. В обрамлении полукольцевых и кольцевых трещин, ино-а сегментарно заполненных предплутоннческими дайками, расположены изометрич-,ie в плане плутоны центрального типа алясчитовых гранитов (диаметром до 20 км); ш в свою очередь рассечены линейными трещинами, редко выходящими за пределы анитных массивов, к которым тяготеют постплутонические дайки —самые поздние 1гматические породы региона. Образования контрастной ассоциации, имеют, по срав-;нию с орогенными, иной структурный план (сравнить рис. 4, 6), причём гранитовые гутоны и лайковые пояса, распостранены широко, практически стирая границы между 1нами разновозрастной консолидации, в тоже время наиболее полно, многообразно ги проявлены в пределах вершинных частей унаследовано развивающихся орогенных-фрогенных сводов. Последовательное формирование структур, образованных магма-|тами трёх орогенных ВПА, а затем тафрогенными приводит к образованию сложных in- или эксцентрических систем центрально-кольцевых структур, в той или иной мере остающихся с линейными рифтогенными тафрогенной стадии развития. Вслед за |фрогенезом начался процесс стабилизации региона, сопровождающийся дейтерооро-:нными сбросо-сдвиговыми перемещениями блоков.

Орогенные и тафрогенные магматические образования Токраутского типа свойст-:нны, как уже отмечалось, и другим регионам Казахстана и Средней Азии, в которых ж в той или иной мере отличаются от типового проявления. Эти отличия, как прави-з, сводятся к иным соотношениям в комплексах и их ассоциациях магматитов различав фаций глубинности или к отсутствию некоторых из них, тогда как вещественные эизнаки пород не выходят за рамки типовых. Так, в Котанэмельской впадине Северно) Прибалхашья (рис. 4, 6-зона VII) и на Рудном Алтае магматиты только первой оро-:нной ВПА проявлены широко и разнообразно. В последующих орогенных ассоциаци-( Котанэмельской зоны сокращается доля вулканитов и преобладающими становятся тутонические комплексы, тафрогенные проявления этой зоны представлены главным зразом аляскитами при локальном развитии преимущественно базитовых вулканитов, оследующие орогенные и тафрогенные магматиты Рудного Алтая - это только соот-¡тствующие плутонические комплексы.

Наиболее близки по полноте ряда к типовому проявлению орогенные и тафроген-ые образования Чаткало-Кураминского региона (ЧКР) Среднего Тянь-Шаня, фанеро-)йская геологическая история которого отражает развитие Тургайско-Средне-Тянь-]аньской ПС с каледонским и герцинским, как и в Токраутской зоне, комплексами VA. Абдулин, H.A. Афоничев, А.Е. Шлыгии, 1984 г.). Первый отвечает парагеосинк-шальному типу развития системы с накоплением вулканогенно-терригенно-кремнн-го-карбонатных отложений (С) и флишевых толщ (О), со складкообразованием и вне-эением небольших редких тел гранитов (S) и локальным развитием наземного ороген-эго средне-кислого вулканизма (D^), сменившегося формированием красноцветных :рригенных (gv-fr), а затем карбонатных (fm-Ci) толщ молодой платформы. Герцин-сая история (С|-Т|) трактуется как заложение вторичных прогибов (флишоидные и

2,6

грубообло.мочные толщи), сменившееся формированием вулканических поясов, в т< числе Бельтау-Кураминского, включающего ЧКР.

Выявление диссертантом закономерностей орогеиного и тафрогенного магмап ма этого региона основывались, с одной стороны, на анализе многочисленных, но нео позначных, порой противоречивых материалов предшественников (A.C. Антонов, В. Арапов, С.М. Бабаходжаев, Х.Н. Баймухамидов, Н.П. Васильковский, Ю.С. Глински Т.Н.Далнмов, А.Н. Задорина, М.Е. Запрометов, В.Я. Клипеиштейн, В.П. Коржаев.Ж. к'узнецов.Н.П. Лаверов, A.C. Масумов, Т.М. Мацокина, В.Н. Носова, Е.П. Панченк ЯМ Рафиков, Е.В. Толкачева, Х.Т. Туляганов, В.Н. Ткачев,И.С. Хамрабаев, Т.М. Lila кубов. З.А.Юдалевич и др.), с другой - на детальном изучении проявлений позднепал озойского магматизма, главным образов вулканизма ряда структур ЧКР с применение ^разработанного в Северном Прибалхашье принципа расчленения и корреляции магм . 'тических образований - выделения комплексов и ВПА как закономерных серий магм Титов различных фаций глубинности, объединённых, кроме того, принадлежностью единой магматогенногектонической структуре [20, 25, 29, 54, 68, 69).

Одним из важных результатов исследований автора в ЧКР явилось подразделен: (рис. 2, [68, 69]) герцинской истории развития ЧКР по аналогии с Прибалхашьем на p¡ стадий с обоснованием границ орогенной и тафрогенной. Начальная стадия этой ист рии (Сю) представляет собой заложение и развитие на эпикаледонской молодой пла форме структур негеосинклинального типа (Л.И. Красный, 1977) — вторичных рифт подобных грабенов-прогибов и их заполнение в прибрежно-морских условиях флиш пдны.ми отложениями в сочетании с вулканитами от трахибазальтового до трахиандез] ' юною, дацитового, иногда риолнтового составов (уя-минбулакский комплекс). Пород ос ал очно-вулканогенной ассоциации интенсивно пропипитизированы, смяты в полоп склалки и прорваны комагматичными вулканитам интрузивами субщелочных габбро: юв-диоритов-гранодиоритов. В следующую, предорогенную стадию развития регноь (С:) в условиях завершения процессов проседания и появления сводообразующих Téi лешшй и. следовательно, постепенной смены субаквальных условий накопления тол субаэральными, образуется комплекс вулканитов, в целом с гомодромной направленщ . стью изменения состава пород от трахиандезитов до риолитов. Покровные вулканит1 переслаивающиеся с терригемными осадками тоже смяты в пологие складки, иногда с< вместо с более ранними отложениями и образуют крупные удлинённые мульды-сиш линали. Вся совокупность признаков этого комплекса, особенно характер образуемы им структур позволяет считать его предорогеиным[68]. Это подтверждается структур ным несогласием между его образованиями (ранее часто считавшимися орогенными) последующими, сопряженными со сводово-глыбоиым развитием региона, обуслови шич проявление исключительно наземного вулканизма, широкое развитие магматоге: ноюктоиических разрывных нарушений и преобладание магмагогенного структурооС ра юпания. свойственных орогенному режиму.

В период с конца "среднего карбона до раннего гриаса ЧКР, обнажённая юге вое i очная часть Бельтау-Кураминского пояса (около 10000 км" - менее четверти Тс крауской впадины) форм1груется как единый обращенный орогенный-тафрогенный сво блокового строения с наиболее полным и разнообразным магматизмом во внутрунне KMie. Главными особенностями магматизма этого периода , по сравнению с типовык является более высокая общая и калиевая щёлочность серий пород при несколько пс ниженной их титанистостн, для каждой из трёх последовательных ВПА (рис. ЗА, Б-1Г 1.2.3). Кроме того, как орогенные, так и тафрогенные комплексы этого региона характе

)уются большей неоднородностью состава пород и обычно двумя гомодромно-жальными петрохимическимм [руппами (двумя трендами), объеденяющими магма-гы с различными уровнями общей и калиевой их щёлочности. При этом тренды более лочных серий пород более отчётливо отражают пантеллеритовую тенденцию эволю-и кремнекислых их разновидностей. В соответствии с перечисленными особенносями 5вая (С2.3) ВПА - это трахиандезит-трахидацириолитовый (иногда с трахиандезиба-ьтами) и монцодиорит-монцогранитовый комплексы, калиевая и суммарная щёлоч-:ти пород которых превышает таковые в соответствующих породах Токрауской зоны реднем на 1-1,5%. Состав второй (С3-Р1) ВПА, по сравнению с типовой, усложнён в пьшинстве случаев присутствием базитов. В результате вулканический комплекс этой 1А объединяет сложную ассоциацию трахиандезибазальтов (шошонитов) - трахиан-¡итов с трахидацитами-трахиориолитами, а комагматичный ему плутонический - го-дромную серию пород от кварцевых монцонитов до субщелочных двуполевошпато-х гранитов. Более высокая щёлочность пород ассоциаций, по сравнению с типовыми, эйственна главным образом наиболее основным разновидностям, тогда как кремне-слые часто сближаются по этим показателям. В трахибазальтах-трахиандезитах этого зрастного уровня установлены отчётливо выраженные признаки гибридизма: в них ряду с типовыми для базальтоидов минералами (андезин - Лабрадором, авгитом, эги-н-авгитом, иногда керсутитом) и соответствующими структурами пород постоянно в 1личных количествах присутствует ксенокварц. Это объясняется (B.C. Попов, В.А. рохин, 1981) смешением основных и кислых магм при кристаллизации кварца на ли-адусе риолитовых расплавов ещё до того, как эти расплавы начали смешиваться с ос-вной магмой. Тяготеющие пространственно к глубинным швам и сопряженные с на-юм ритма магматизма, скорее всего, эмбрионально-рифтогенные субщелочные бази-не создают самостоятельных структур, а участвуют в строении орогенных мульд. В

ix мульдах базиты переслаиваются с умеренно кислыми вулканитами первой фазы лканического комплекса, составляя с ними относительно контрастную бимодальную юциацию. В дальнейшем гибридизированные базиты исчезают, тогда как кислые гсканиты наращивают гомодромную серию до трахириолитов. Третья орогенная ВПА едставляет собой совокупность, как и в Токрауской зоне, относительно однородных кремнекислотности пород - трахириодацитов, трахириолитов, риолитов и субщёлоч--двуполевошпатовых лейкогранитов, отличающуюся от типовой главным образом исутствием в её составе пород с калиевым типом щёлочности. По суммарной и ка-евой щёлочности породы ассоциации составляют две сериальные группы: одна из

x (рис. ЗА) объединяет магматиты относительно менее щелочные при калиево-гриевом-калиевом типе щёлочности (Ыа20/К:0=0,28^0,43), другая образована рядом род с калиевом типом щёлочности (NajO/KiCKO, I; К20=7,9-^8,5%). Спорадически в :таве ассоциации отмечаются субщелочные базиты.

Структуры, образованные в ЧКР магматитами перечисленных ВПА, по своим ос-вным признакам соответствуют таковым Токрауской впадины и соизмеримы с ними, следовательное кон-и эксцентрическое формирование этих структур здесь также иводит к развитию сложных систем структур с преобладающими дуговыми, кольце-ми, круговыми в плане и радиальными формами [20, 30 и др.].

Тафрогенные магматические образования ЧКР - это, как и в типовом проявлении, эжная ассоциация контрастно-бимодальных по кремнекислотности магматитов, про-тенных в вулканической, гипабиссальной и плутонической фациях [69], имеющих, нако, несколько иные пространственные соотношения. В ЧКР шире, чем в Токрау-

ской (¡падине, развит вулканический комплекс, в котором несколько преобладают кр некислые породы, главным образом экструзивно-жсрловые и субвулканические тра риолиты - субщелочные лейкогранит-порфиры. Вулканиты образуют более круин чем в Токрау, мульды-впадины (в среднем 20х 15 км), часто унаследующие орогенны периферии и центральным частям которых приурочены экструзивно-жерлоаые и с вулканические тела дугообразной формы или центрального типа. Субщелочные базг тоиды, главным образом в покровной фации, часто участвуют в строении этих му; составляя их основание; в других случаях они заполняют приразломные грабены. Ср< гипабиссальных малых интрузий, образующих субпараллельные протяжённые по (до 100 км и более при ширине около 3-5 км), преобладают базиты, а в плутоничеа проявлениях соотношения монцоннтов-сиенитов и аляскнтов близки при некото[ преобладании последних. Отчётливо удлинённые тела монцонитоидов (от 2x20 до 7> км) тяготеют к грабенообразным структурам, гранитоиды образуют округлые интру вы диаметром до 15 км.

Все магматиты тафрогенной ассоциации ЧКР, как и орогенной, по сравнен«! типовыми характеризуются относительно более высокой щёлочностью, главным об зом калиевой и пониженной титанистостью (рнс.ЗВ). В соответствии с этим в сост ассоциации наряду с типовыми отмечаются щелочные и приближающиеся к ним раз1 вилности пород как среди базнтов (бостониты), так н среди кремнекислых (ультра диепые трахкриолиты-комендиты, щелочные 1раниты). Однако в целом, несмотря некоторые провинциальные особенности, орогенные и тафрогенные магматические разования ЧКР аналогичны таковым Токрауской впадины.

Как следует из изложенного в этом разделе, основные черты свойственные о генным и тафрогекным образованиям Токрауской впадины, устойчиво повторяютс соответствующих проявлениях магматизма в других регионах. Это позволяет обоа в ¿¡а, существование формационных рядов Токрауского типа. Орогенный ряд в эт случае представляет собой три последовательных парагенеза формаций: трахидаци дезит-трахириодацитовой с монцодиорит-монцогранитовой, трахидацит-трахириоли вой с кварцевомонцонит-монцогранитовон и трахириодацит-трахириолитовой с лей гранит-порфировой и с субщглочно-двуполевошпаюволейкогранитовой. Тафрогенн ряд представляет собой ассоциацию трахиандезибазальт-шошонит-трахириолитов »>лканической, трахидолерит-лейкограниг-порфировой-монцонит-сиенитовой и а скитовой и граносиенит-порфир-трахидолеритовой пост плутонических гипабиссальн малых интрузий.

III. Некоторые аспекты петрогенезиса орогенных и тафрогенных магматическ!

комплексов

Разработка ряда положений петрологии орогенных и тафрогенных магматическ формаций основана на полученных в процессе их изучения данных об их составе, вс расшых взаимоотношениях пород различных фаций глубинности, о внутренней стру !>'ре комплексов - формационных видов, о направленности изменения состава поро; пространстве и во времени.

Как следует из приведённого в предыдущих разделах материала, средние и преи\ шествснно кремнекислые породы орогенных комплексов, проявленных в комагмат! ныч вулканических, плутонических, изредка гипабиссальных фациях, принадлежат к

|рмалыюму (Южно-Гнссарский тип), так и к ччеренно-щелочному (Токрауский тип) эохимическим рядам и относятся к высококалиевой известково-щелочной, иногда к факалиевой петрогенетическим сериям (рис. ЗА), Тафрогеиные кремнекислые ло-ы принадлежат главным образом к умеренно-щелочному ряду и к пограничным вы-зкалиевой известково-щелочной и ультракалиевой сериям (рис. ЗВ), а трахиандези-1льты, присутствующие в составе орогепных вулканических комплексов Токрауско-ипа тяготеют к границе областей высококалиевой известково-щелочной и шошони-зй петрогенетических серий.

Эрогенные комплексы ,а также базиты и кислые магматиты тафрогенных ВПА - это >номерные совокупности пород, возникающие при последовательных извержениях внедрениях расплавов, направленно изменяющихся в процессе глубинной кристал-ационной дифференциации магматических очагов . Об этом свидетельствует серимый характер изменения состава минералов, количественно-минералогического, ро- и геохимического состава пород названных закономерных совокупностей, задающийся в основном в следующем.

Состав плагиоклаза изменяется в сторону меньшего содержания анортитовой со-зляющей, пироксен и роговая обманка сменяются биотитом, содержание которого же последовательно снижается; в тоже время к конечным членам рядов пород уве-иваются содержания щелочных полевых шпатов и кварца. Кроме того, спойствен-: породам ранних внедрений орогенных комплексов меланократовые гомогенные ючения - автолиты, представляющие собой результат сегрегации наиболее ранних дуктов кристаллизации магмы (Т.Б. Ферштатер, 1987), направленно изменяются в ледующих внедрениях, практически растворяясь в массе породы. В целом отмечает-свойственное процессу дифференциации соответствие изменения количественно-трального состава последовательных пород (от относительно основных и тугоплав-к более кислым и легкоплавким) порядку их кристаллизации.

Основные тенденции изменения петрохнмического состава последовательных по-совокупности- серий отражаются, как правило, боуэновским трендом — накопле-м в эволюционных расплавах и фиксацией в поздних дифференциатах щелочей, бенно оксида калия как наиболее сильного щелочного элемента при почти неизмен-< содержаниях Ыа;0 и снижениях содержаний оксидов тугоплавких элементов - Мц, Са, Т'1.

Дифференцированный характер пород серий подтверждается положительной кор-яцией коэффициента Кф с содержаниями БЮл (см. раздел II) и группировкой пород ль единых практически прямолинейных трендов (рис. ЗС) на диаграмме 5Ю1-С1 -азателя степени магматической дифференциации.

Процессы дифференциации отражает также закономерное изменение содержаний з микроэлементов (рис. 5) в последовательных породах комплексов: резкое сниже-: содержаний 8г, тесно связанного с Са и концентрирующегося в выделяющемся на :видусе плагиоклазе, и таких тугоплавких элементов как Сг, Со, N1, V, Си, 8с; уведите обшей железистое ги и накопление РЬ, Ва, УЬ. У, 7л и Ве; обратные корреля-ные соотношения П с К, поскольку П в мафисалических и салических породах не-себя как тугоплавкий элемент (Б.Г. Лутц, 1980).

?се перечисленные последовательные изменения состава пород серий, состакляю-х комплексы, отражая направленность процесса дифференциации магмы, не исклю->т выявления более сложного их строения. Оно обусловлено прерывистостью проса дифференциации и приводит к некоторому нарушению общей тенденции измене-

.ill

ния пород серий, например их гомодромности на уровне более мелких импульсов м; матизма — фаз , отдельных импульсов внедрения магматического расплава. Пантелл ритовая тенденция в изменении субшелочпых кремнекислых пород поздних орогешп и тафрогенных комплексов возникает вслед за массовой кристаллизацией калиевого п левого шпата в условиях предельной калиевой щелочности магмы и увеличения соде жании летучих компонентов, приводящей к перестройке структурных связей элементо к снижению общей и увеличению относительной натриевой щелочности поре (К.Г. Ванштейн, 1980; Г.Б. Ферштатер, 1987).

Наряду с кристаллизационной магматической дифференциацией важную роль в обр зовании орогенных и в меньшей степени тафрогенных магматических комплексов игр ли процессы гибрндизма, контаминации [2, 20], обусловленные смешением основных кислых магм. Предположение о ведущем механизме в образовании средних no cocrai пород синтексиса, высказанное Ф.Ю. Левинсоном-Лессннгом, получило в последш десятилетие подтверждение в работах многих исследователей. Приведённые в соотве ствующих разделах доклада характеристики магматических пород и комплексов в к кой-то мере дополняют эти представления, так как раскрывают различный характе гибридизма в последовательных комплексах и позволяют обосновать эволюционную латеральную изменчивость этих явлений и их роль в развитии орогенного и тафроге! ного магматизма.

Наиболее выразительными признаками гибридизма в породах являются структура минеральные. В ранних орогенных комплексах, особенно в породах ранних их фаз т; ковыми являются следующие [2, 9. 20]: присутствие однообразных долеритоподобны диалитов — «капель» переохлаждённого базитового расплава (Т.И. Фролова, 1992) гомеогенных включений, автолитов; гетеротакситовое сложение пород, пятнистое, глс меропорфировое распределение минеральных ассоциаций пород и повышенные содер жания акцессорных минералов; широкое развитие резорбцнонных, пойкилитовых, ре акционных и регенерационных структур минералов, отражающих субсолидусные реак ции в гомогенизирующихся расплавах. Сочетание перечисленных признаков свидетель етвует об относительной длительности неравновесных условий кристаллизации, воз можной при близких объемах смешивающихся магм (С.К. Bacon, 1980) или даже пре обладании базитов, обеспечивающих перегрев кислых расплавов. Состав пород эти формаций близок к таковому гранулит-базитового слоя земной коры (рис. 3-А), чт допускает анатектически-палингенное происхождение какой-то части полнгеиног расплава. Крайними днфференцкатами таких расплавов обычно являются известково щелочные породы нормального (иногда переходного к субщелочному петрохимического ряда, нормально-и высококалиевые с содержанием SiCb до 73% кристаллизация при температуре 720-900с'С на глубинах не превышающих 35-40 kn (10- кбар) (И.Н. Биндеман, Т.И. Фролова, 1993).

Иным сочетанием признаков гибридизма обладают породы вторых в типовых оро генных рядах комплексов, в соответствии с которыми можно предполагать, что процес смешения магм в этом случае уже на ранней стадии гомогенизации расплава прерыва ется кристаллизацией пород. Базиты (трахиандезибазальты-трахиандезиты) этих ком плексов обычно сохраняют первичный матричный текстурно-структурный облик, реж< приобретают такситовое сложение. В то же время в этих породах наряду с обычным» для их состава минеральными ассоциациями присутствуют вкрапдениикк-диакристь кварца, биотита, отмечается калишпатизация андезин-лабрадора. Как убедительно по казали В.С.Попов и В.А. Бороннхин (1981) диакристы кварца базитов кристаллизова

сь на ликвидусе кислых расплавов, а затем при смешении магм были захвачены бази-вой и оплавлены; присутствие биотита и калишпатизация плагиоклаза дополняют щую картину контаминации базитов.

Главной особенностью умеренно кислых пород этих комплексов (трахидацитов, арцевых монцонитов-граносиенитов) являются наряду с умеренной гетерогенностью [игральных ассоциаций и слабо выраженным такситовым сложением пород обилие э 10%) гидроксилсодержащих минералов. Обычно это биотит, реже роговая обманка, огда илкоморфная, а также повышенные содержания акцессорных апатита, циркона, ена, иногда соизмеримые с порфировыми выделениями. Этот факт и последователь-е возрастание эксплозивности вулканитов от туфов до игнимбритов и игниспумитов идетсльствуют об обогащении магмы летучими компонентами и водой. Крайними днфференциатами этих смешанных расплавов являются субщелочные поды -высококалиевые трахириолиты с содержаниями SiO: до 75-77% (рис. 3-Л, !-2, !'-11-2, 1Г-2), что в сочетании с перечисленными признаками свидетельствует о смеше-и башгов с частично раскристаллизованными кислыми магмами при ограниченности зимодействуюших объёмов, о слабой гомогенизации расплава и в то же время об уси-нии флюидно-диффузионного воздействия базитовых магм на кислые. Это возможно и некоторой пространственной разобщенности первичных магматических очагов и и кристаллизации магмы на глубине менее 30 км (7-10 кбар) при температуре 680-0°С в водных условиях (Yagi, Takeshila, 1987).

В поздиеорогенных комплексах лишь самым ранним спорадически проявленным подам (трахидациандезитам-кварцевым сиенитам) свойственны такситовое сложение и равновесное сочетание минералов (пироксена с биотитом), тогда как преобладающие |их породы (трахириолиты-субщелочно-двуполевошпатовые лейкограниты) харакге-зуются предельно высокими содержаниями полевых шпатов (ортоклаза, микрокли-), кварца и акцессорных минералов — апатита, циркона, флюорита и широким разви-ем авгометасоматических процессов. Породы такого состава не известны в гранито-ейсовом слое земной коры (рис. ЗА), что, учитывая исключительно высокую экспло-вность их вулканических фаций позволяет считать, что в их образовании также при-мали участие процессы гибридизма. В этом случае контаминация кислых расплавов оисходит главным образом, под воздействием легкоподвижных и летучих компонен-в, отделявшихся от базитовой магмы. Возможность такого механизма образования род на небольших глубинах (зо кбар) при температуре 640-780°С, в частности суб-;лочно-щелочносалнческих обоснована экспериментальными исследованиями .Г. Конников и др., 1980; 1981), и такой сннтексис определен как флюидно-диффузи-ный (ПЛ. и ПЛ. Добрецовы, 1974, 1982).

Таким образом, аддитивные признаки гибридных пород последовательных ороген-IX формаций типовых рядов свидетельствуют о том. что масштабы, характер и формы нтексиса во времени изменяются: смешение значительных объемов базитовых и кис-;х расплавов сменяется взаимодействием ограниченных объемов базитовых магм с стично раскристаллизованными кислыми при усилении флюидного воздействия на х. а ¡агсм преобладанием и роли флюидно-диффузионного механизма синтексиса. Реальность механизма синтексиса и различных его форм в зарождении расплавов, рмнр\10щих орогенные формации, подтверждается также аддитивностью пегро-гео-мических признаков последних. Обращают на себя внимание противоположные тен-нцин в изменении содержаний магния и железа по отношению к Si02: в породах, изких по составу к базнтам, намечается рост содержаний магния и снижение содер-

жяшш железа, а » кислых породах— наоборот. Это свидетельствует не только о нсии генности магм, но и о сохранении некоторой независимости их производных различие го состава. Смешением магм объясняются, скорее всего, несвойственные средним особенно кислым породам содержания и поведение ряда микроэлементов (рис. 5): пс вишенные концентрации с их снижением от ритма к ритму магматизма (в связи с изм< пением характера гибридизма) таких главным образом когерентных элементов как С( Сг, N1, V, Си, Бс, "Л, 5г и пониженные с последовательным ростом Ва, Zr, \'Ь, V, Анали латеральной изменчивости орогенных формаций в конкретных регионах позволяет таь же считать, что аддитивные признаки и охарактеризованная их эволюция свойствен!!! главным образом формациям типовых рядов, тяготеющих, как правило, к внутреннш частям орогенных сводов. В периферических и пограничных шовных зонах этих струь тур роль гибридизма в образовании пород снижается, отражая обратную корреляцион нч'ю зависимость с мощностью и жесткостью земной коры, и сводится главным образо! к флюидно-диффузионному воздействию на кремнекислые расплавы.

Со сменой орогенного режима тафрогенным в характере гибридизма и его роли формировании магматических формаций происходит качественный скачок. Практиче скос отсутствие в тафрогенных породах признаков, свидетельствующих о неоднородно сти расплава, о неравновесных условиях кристаллизации, то есть о непосредственно? смешении базитовых и кислых расплавов позволяет предполагать значительную про сгранственную разобщенность их источников. В то же время ряд вешественно-струк 1\рных признаков этих пород свидетельствуют об активном в условиях относительно; стабильности режима флюидно-диффузионном взаимодействии контрастных по соста ' ву магм. Можно полагать, что это взаимодействие приводит, к некоторому обогащенш исходных базитовых расплавов кремнекнелотой (преобладают породы с содержание<* 5Ю:>51%), а кремнекислых— легкоподвижнымн некогерентными летучими компо центами (рис. 5, [6, 8]). Именно этот тип синтексиса, как видно, предопределяет появ ленне неизвестных в сиалической лротокоре субщелочно-и щелочно-салических по род, в том числе литиевослюдистых. Этим гибридным породам свойственны высоки содержания щелочных полевых шпатов, в том числе мнкроклин-перитита, и гранофи ровые структуры, щелочные темноцветные минералы при преобладании среди темно цветных биотита, "высокие содержания разнообразных акцессорных минералов, пре дельная для кремнекислых магматитов суммарная и калиевая щелочность и пангелле ритовая тенденция в развитии серий пород, исключительно высокая насыщенность ле тучими компонентами, проявляющаяся в преобладании среди вулканитов игнимбрито: н игниспумитов и в развитии кварц-грейзеновых зон в аляскитоиых плутонах. Из пере численных признаков и следует, что тафрогенному магматизму свойствен, в отличие от орогенного, флюидно-диффузионый механизм синтексиса пространственно разобщён ных магматических очагов.

Наименее гибрндизированные спорадически присутствующие в составе орогенных комплексов и тафрогенные базиты (трахнандезибазальты-щошониты, моицонизы) ха рактеризуются, с одной стороны достаточно противоречивыми вещественными призна хами —значительными колебаниями в них КгО, "ПО* и других оксидов, с другом — сходством, однотипностью пород и их ассоциацией в различных регионах (рис. 3). Эк свидетельствует о независимости их состава от состава разнородного фундамента, чгс подтверждается также несоответствием этих магматитов породам гранул т-базигоного слоя земной коры. Как правило, это низкомагнезиальные глиноземистые породы (в орогенных А1:0^> 16,8%, МцО/АЬО.! <0,35; в тафрогенных А1,0.!>1 5,5, МцО/ЛЬО.) <0,45),

гоных Л120з >16,8%, Мц0/А120з<0,35; в тафрогенных Л1203>1 5,5Л^О/А1203<0,45), горые по экспериментальным данным М01ут представлять собой расплавные обособ-)ия из более магнезиальных мантийных магм на глубинах около 30 км. В то же вре-, принадлежность этих пород к высококалиевой известково-шелочной и главным об-юм шошонитовой сериям и в целом высокие содержания в них, особенно в тафроген-х базитах некогерентных элементов - К, Ыа, Ва, Бг, УЬ, У при дефиците ЫЬ (рис. 5) иближают эти базиты в внутриплатным, исключают возможность магмообразования истощенного субстрата и позволяют предполагать (КоШак й а!., 1986) их выплавле-е из вещества обогащенной мантии. Отношение "'Бг/^г для тафрогенных шошони-з Южного Гиссара (1,704-1,706) подтверждает их мантийное происхождение, исклю-^ значимую ассимиляцию корового материала, а их высокая эксплозивность свиде-1ьствует о высокой газонасыщенности.

Сочетание перечисленных характеристик синорогенных и тафрогенных базитов и их цественная близость к соответствующим по составу вулканитам островных дуг 1с. 3-В) позволяют предполагать, что они могут образовываться в процессе глубин-й дифференциации малоглубинных (не более 40-65 км), мантийных расплавов, в ко-эых к базальтовой магме, возможно толеитовой, «добавляется мантийное вещество, (¡вносящее в магму щелочную и кислотную составляющие в эквивалентных соотно-:ниях, в том числе и кремнезём» (Б.Г. Лутц, 1980, с. 62). Значительные колебания од-возрастных базитов конкретных комплексов по уровню щелочности, особенно калие-й, допускают как неравномерность процесса обогащения мантийного субстрата глу-нным флюидным веществом, приводящую к его неоднородности, так и сосущество-иие разноглубинных магматических очагов. Антидромный характер эволюции бази-о (от орогенных к тафрогенным) с возрастанием содержаний щелочей, ТЮ2, СаО и огащением поздних расплавов некогерентными элементами (К, 5г, Ве, УЬ, У) идетедьствуют, вероятно, о последовательном углублении мантийных выплавок. О происхождении кремнекислых магм позволяют судить следующие важнейшие ха-ктеристики соответствующих пород и их серий-комплексов: преобладание в ороген-IX комплексах кремнекислых пород и самостоятельность последних по отношению к зитам в тафрогенных (рис. ЗВ, ЗС; 5); преобладание в кислых породах калия над на-ием; соответствие большинства из этих пород гранитовой котектнке, свидетельст-юшие об их кристаллизации при низком давлении (=5 кбар) на малых глубинах (<30 ), что подтверждается также образованием надочаговых магматогеннотектонических оседаний; близость петрохимическнх параметров кремнекислых магматитов ранних огенных формаций к составам пород главным образом гранит-метаморфического эя сиалической протокоры (рис. 3-А); кларковые или близкие к ним содержания к. 5) в кремнекислых породах различных комплексов когерентных элементов, - Сг, |, 8с. V, Си, И и преобладание Ва над Бг, что также сближает их с породами гранит-таморфического слоя; приуроченность орогенных и в меньшей степени тафрогенных мплексов к блокам с неглубоко залегающим кристаллическим фундаментом. В то же емя кислым породам поздних орогенных и тафрогенных комплексов, как уже отмеча-сь, свойственна обогащённость по сравнению с породами [ранит-метаморфического оя коры кремнекислотой и щелочами, особенно калием, пантеллеритовая тенденция в звитии субщелочно-кремнекислых серий, повышенные содержания Бг и пониженные , У, УЬ, исключительно высокая эксплозивность пород, свидетельствующая о высо-й их газонасыщенности.

Совокупность признаков кислых пород орогенных и тафрогенных формаций позво-

ляст предполагать короную природу магм (87$г/|"'5г=0,708+0,710 для наименее гибрн тированных тафрогенных трахириолитов, Южный Гиссар), зарождающихся при пал генно-анатектическом плавлении метасоматически подготовленного гранит-метам фического слоя земной коры. Гомодромная эволюция кремнекислых пород последс тельных орогенных формаций и сменяющих их тафрогенных изменения состава по| обусловлена, скорее всего, усилением во времени термально-метасоматической ф) идно-диффузионной проработки субстрата и образующихся расплавов и в какой-то ре с «всплыванием»на фоне сводообразования магматических масс в приповерхносп слои земной коры.

Геологическая и вещественная характеристика орогенных и тафрогенных магмати ских комплексов и изложенные автором представления о петрогенетическлх процес магмогенеза, порождающих расплавы исключительной полигенности и соответств;, шее породообразование, согласуется с пониманием геодинамики орогенного и таф генного режимов, отражающих различные стадии сводообразования н развитии ПП соответствии с пульсационным характером развития Земли (Г.Е. Милановский, 19'; сводообразованию предшествует эпоха преобладания процессов растяжений-просе ний. сопровождаемых мантийным магматизмом, с постепенным нарастанием процесс сжатия-воздымания. От этой эпохи подвижные системы унаследуют интенсивный ра грев и относительную пластичность земной коры, а также высокое положение мант) ных магматических очагов (Е.В. Лртюшков, 1979). Проявление орогенного режима, ражаюшего эпоху преобладания деформаций глубинного сжатия, ограничивает проц сы зарождения и проникновения мантийных расплавов в относительно пластичн земную кору. Мантийные расплавы при этом режиме не столько проникают в ко сколько наращивают её снизу, вызывая изостатическое сводообразование коры. П ном происходит интенсивное воздействие этих расплавов на коровый субстрат, ко' рое обеспечивает его прогрев, мегасомагическую подготовку, плавление и зарожден коровых очагов и инициирует тем самым процессы смешения разноглубинных магу появление гибридных. Различные формы и масштабы синтексиса являются одной главных причин всего разнообразия и спецификации орогенных и тафрогенных мага

титов.

Пульсацнонно-ритмическое проявление орогенного магматизма со сменой в кажд из ритмов импульсов относительного растяжения последовательно нарастающим си тие.м обусловливает относительную кратковременность зарождения полигенных мага достаточно длительную их эволюцию в результате гомогенизации и кристаллизаци* ной дифференциации магматических расплавов. Формирование относительно неп рывных и в целом гомодромных Петрогенетических серий пород-формаций сопрово дается при нарастающем сжатии ростом внедренности магматических пород —смен вулканических фаций субвулканическими и затем плутоническими. В то же время д| кретно-направленное изменение геодинамического режима во времени, заключающ ся в усилении роли начального относительного растяжения и ослаблении роли деф( мацпй предопределяет специфику проявления каждого его ритма и сопровождавшие его магматизма.

На начальных этапах развития орогенного режима (рис. 7) при наиболее прогретч пластичной и слабо проницаемой земной коре и сближенности в магматической коле не мантийного и корового магматических очагов н максимальных для этого режима у ловки сжатия создаются благоприятные условия для смешения значительных объем мантийного и корового вещества и становления магматических пород с разнообразн

и признаками гибридтма. Последующие ритмы орогенного магматизма отражают полюцию ряда явлений, обусловленных преобладанием напряжений сжатия. С одной гороны, в связи с уплотнением подкоровой части мантии, сокращается объем астено-ферных линз и углубляются мантийные очаги, с другой - происходит охлаждение и величение жёсткости коры, которое приводит к расширению в пространстве и «всплы-ашно» корового магматического фронта в области приповерхностных растяжений оро-:нных сводов (Э.П. Изох, 1958) и к выплавлению всё более низкотемпературных магм. ! соответствии с этим происходит разобщение, поляризация в вертикальной магмати-еской колонне мантийных и коровых очагов (7-11, III) и изменение характера гибри-изма. С каждым последующим ритмом магматизма объемы непосредственного массо-бмена между мантийными и коровыми расплавами уменьшаются и увеличивается роль магмообразовании флюидно-днффузионных форм гибридизма.

Таким образом, серии пород орогенных магматических комплексов представляют обой суммарный результат различных процессов магмо- и петротенеза — селектнвно-э плавления мантийного субстрата и палингенно-анатектического корового, смешения антийных и коровых магм, гомогенизации и кристаллизационной дифференциации асплавов в промежуточных магматических очагах. Временные парагенсзы, ряды оро-_ниых магматических комплексов представляют собой закономерные дискретно-риг-ичные ассоциации петрогенетических серий пород [50, 51] — производных иезависи-ых полигенных магматических очагов, возникших в результате обособленных актов давления мантийного и корового субстратов, различных форм смешения расплавов и оследующей их дифференциации .Все эти разнообразные процессы отражают пульса-ионно-направленное развитие одноименного режима. Последовательным членам ряда омплексов не свойственна, как предполагалось ранее (Магматические формации ССР, т. 2, с. 224), форма преемственности состава, заключающаяся, «в однотипности ород последних фаз более ранних членов ряда и состава первых фаз последующих ленов». Напротив, однофациальные члены ряда разделены антидромной сменой соста-з пород, а преемственность заключается в том, что составы как начальных (за исклю-ением спорадически присутствующих базитов), так и конечных фаз каждого после-уюшего члена ряда комплесов, а также средневзвешенные их составы и главные моды о БЮ; смешены в области более кремнекислых пород. В целом гомодромная направ-енность изменения состава орогенного ряда комплексов и соответствующие изменения :ех признаков составляющих их пород отражает эволюцию исходных расплавов, обу-ювленную направленным изменением условий магмогенерации в развитии орогенного золообразования.

Эволюция орогенного режима — усиление на каждом последующем его этапе роли ачальных напряжений растяжения, сменяющихся нарастающим сжатием, приводит к зчественному его изменению, к появлению тафрогенного режима [29, 34, 50, 52]. Позднему. в отличии от орогенного, напряжения растяжения столь же свойственны, как сжатия, которые кроме того, часто перемежаются во времени. Смена динамик разви-1Я подвижных систем сопровождается прогрессирующим разобщением в вертикал ь-;1Й магматической колонне мантийных и коровых очагов (рис.7-1У). Первые продол-ают углубляться в более высокотемпературные области, вторые "всплывают" в отно-1телыю охлаждённые и жёсткие слои земной коры, сохраняющие некоторую пластич-1ст1, лишь в надочаговых куполах орогенных сводов. Всё это обуславливает на тафро-•нной стадии развития подвижных систем сочетание, перемежаемость сопряженного с |стяжениями пассивно-рифтогенного грабенообразования, сопровождаемого нюшо-

нит-монцонитовым ма1'митизмом, с остаточным надочагоным куполообразованием сопряжённым с ннм субщелочно-кремнекислым коровым магматизмом. Значительна разобщённость в пространстве магматических очагов практически исключает возмоя ность непосредственного глубинного смешения расплавов, создавая, однако, благопр! ятные условия для проявления флюидно-диффузионных форм гибридизма. В результ; те качественно новых явлении тафрогенные вулканические, лайковые (гипабнссальны малых интрузий) и плутонические формации представляют собой закономерные прерь чистые совокупности контрастных по составу магматических пород — производных с< лективных базитовых выплавок и палингенно-анатектическнх короаых магм подве[ женных лишь флюидно-диффузионной контаминации. Последовательные проявлени каждого из двух магматических источников представляют собой в целом гомодромны нетрогенетические серии пород, образованные в результате дифференциации соотве1 сгвмощих магматических очагов. Однако значительная роль флюидно-диффузионног I иоридизма главным образом коровых расплавов, в какой-то мере сближает ло некотс рым признакам породы различного происхождения.

Таким образом, в развитии магматизма сопровождающегося формированием ороге! но-тафрогенных сводов сочетаются две тенденции — гомодромиая и антидромна) Первая отражает закономерность породообразующих иетрогенегических процессов магматическом очаге (дифференциации) и обусловливает сериальный характер измене нии состава последовательных магматитов. Антидромная, отражает закономерност млгмогенерирующих процессов, происходящих под влиянием периодически возооное дяюшегося энергетического воздействия на магматическую систему (плавления, гибри дизма), и обусловливает нарушение сериального характера изменения состава магмати ческих пород и дискретную смену всех структурно-вещественных их признаков.

Выявленные закономерности орогенного и тафрогенного магматизма, раскрыва внутреннюю суть процесса сводообразования в ПП, имеют важное прикладное значе ние. Известно, что проблема расчленения и корреляции магматических комплсксое особенно наземных стратифицированных вулканических толщ остается сложной и ре шаемой неоднозначно. Значительные трудности при выделении региональных подраз делений этих образований и их корреляции в какой-то мере обусловлены их специфи ческими особенностями —пестротой и невыдержанностью по площади их литологс фациального облика; повторением на различных возрастных уровнях пород близкого со става, обилием экструзивно-жерловых, субвулканических и гипабиссально-интрузив кых тел; развитием разрывных нарушений дуго- и кольцеобразной формы и многи. других, затушевывающих их последовательность. Осложняющим моментом являете также невозможность прослеживания этих вулканических толщ на значительные рас стояния из-за их локализации в пределах овальных, часто разобщенных структур. По мимо объективных причин, проблема расчленения магматических, особенно вулкани ческих образований, долгое время осложнялась отсутствием единых разработанны правил выделения подразделений этих пород, а применение законов суперпозиции биостратиграфических методов, несмотря на значительные успехи в изучении палее флоры и пресноводной фауны, не дают желаемых результатов. В этой ситуации естест венным является привлечение к расчленению и корреляции магматических, в том числ наземных вулканических образований формационного принципа [65], отражающего гс нетичсскую природу ассоциаций пород и основанного не только на специфических, ин дикаторных структурно-вещественных признаках, но и на сериальном характере их из меиения, на фациальном разнообразии по уровню глубинности вулканических пород

»еделённых соотношений этих фации, на участии магматинш в строении магмато-ных структур определённой сложности. Выделяемые подразделения любого иерар-1еского уровня (фазы, комплексы или формации и их ряды, ВПЛ), должны представь собой закономерные ассоциации пород, обладающие постоянством или упорядо-ным изменением всех перечисленных признаков и отражающие ход развития магма-еского процесса; границами подразделений должны служить значимые на соответ-ующем иерархическом уровне нарушения этих параметров, которые обычно совпа-зт со значительными перерывами в магматическом процессе или изменениями в его актере (Ю.Л. Кузнецов, 1964; Магматические формации СССР, 1979; Расчленение и реляция магматических и метаморфических образований при крупномасштабном логическом картировании, 1988), [7, 20, 21, 31, 65, 71]. На основе этого принципа 'Генные и тафрогенные магматические проявления Казахстана и Средней Азии рас-нены автором доклада на вулканические, (с подразделением на покровные, экстру-но-жерловые и субвулканические образования) лайковые (гипабиссальных малых -рузий) и плутонические комплексы. Обосновано существование вулкано-плутони-ких ассоциаций и рядов магматических формаций различных типов (1, 2, 7, 9, 15, 16, 22,23,28.39,42,54.60, 65,70].

IV. Магматогеннотектопичсскпс аспекты проявлении

прогонного и тафрогенного магматизма

Многие годы области развития орогенного и тафрогенного магматизма в ПП интер-тировались как синклинории с пологими, часто иэометричными синклиналями, раз-енными узкими гребневидными антиклиналями. I! распределении магматических азований важная роль придавалась линейным разломам, кольцевые дайки считались этическими образованиями. Однако с начала 60-ы\ годов в нарастающем количест-:тали появляться описания кольцевых структур—сисгем кольцевых даек, вулкано-гонических депрессий, изометричных плутонов, и связи с чем появилась необходи-ть определить новые понятия и роль этих образований в развитии различных регио-, дать их типизацию, установить характер связи с ними полезных ископаемых. Все вопросы не только для структур подвижных поясов, но и платформ, включая исто> изучения мзгматогенных центрально-кольцевых структур (МЦКС) основанную на эре мировой литературы, и анализ предпринятых систематизации по различным знакам, рассмотрены автором в ряде публикаций |3, 7, 10-12, 20, 25, 30 и др.], и зным образом в монографии [20]. Основные положения этих работ, касающиеся матогенного структурообразования в ПП сводятся к следующему. - Круговые, кольцевые или овальные в плане формы и образованные ими структуры шчных иерархических у ровней играют, наряду с линейными, важную роль в строе-верхней оболочки Чемли. Они имеют различный генезис, но наиболее обширна щ них категория маг.матогенных, возникновение которых обусловлено процессами 1ития Земли ---магмагогенного диапиризчл на фоне поднятий, сводообразонаний. -Пол МЦКС автором понимается совокупность закономерно взаимосвязанных иатогеннотек'гоничееких и магматических форм (круговых. овальных, кольцевых. )в1,гх и цилиндрических, воронкообразных, конусовидных, куполовидных и г.л). шкаюшнх в рсчульгаге докализации образований одной ВПЛ вокруг единого центра иатической активности. Такие структуры, и различной мере определяющие геологи-ое строение различных участков земной коры, отражаю! роль в формирующем их ;Ина.\1Ичесн'ого режиме поднятий, сводообразонаний.

-Термин «магматогенная центрально-кольцевая структура» принят автором как

-Термин «магматогенная центрально-кольцевая структура» принят автором к; наиболее общий, объединяющий крайние случаи, когда в их строении участвуют толы вулканогенные образования (термин становится синонимом понятию вулкано-тектон ческая структура), только лайковые (кольцевые интрузии) или только плутоногешн фации магматитов (магматический комплекс центрального типа), и наиболее обычнь случаи сочетания вулканогенных, гипабиссальных малых тел, плутоногенных и магм тгеннотектонических элементов.

— Главными процессами, формирующими все разнообразие магматогенных структ; верхней оболочки Земли и их признаков, являются процессы её внутренней геодннам ки, которые и положены в основу генетической классификации МЦКС, приведённой i рисунке 8. Известно, что гравитационная неустойчивость Земли в системе Земля-JIyi (IO.H. Двсюк, 1988) и порождаемые ею пульсационные процессы тепло-массоперено( на пути Земли к конечной симметрии вращающегося одноосного эллипсоида или ша] (И.И. Шафрановский. 1968, 1985) реализуются в тектоносфере в явлениях растяженш сжатия, воздымания-оседания. Различные сочетания, соотношения и взаимодейств! них процессов составляют все разнообразие геодинамических режимов, фиксируемы кодируемых формами и сочетаниями форм магматических тел. Подвижным поясам общем случае свойственно (В.Н. Хаин, 1973, 1981, 1986; В.В. Велоусов, 1978, 198' К.В. Артюшков и др., 1982 и др.) пульсационное развитие с дискретным проявление ряда режимов (рис. 8): от относительного преобладания процессов растяжения и осед; ния через режимы с последовательным усилением роли сжатия и воздымания до у. уравновешивания, затем к сводообразующим режимам с преобладанием глубинног сжатия и воздымания и нарастанием приповерхностных вершинных растяжений и оо ланий.

— Формирование структур в условиях специфического для каждого режима взаимс действия различных напряжений подчинено главным образом законам симметрии. И вестно (принцип Кюри-Шафрановского), что в поле земного тяготения все, что разв! вается горизонтально, подчиняется билатеральной симметрии, а растущее по вертикал приобретает радиально-лучевую симметрию конуса. Однако на симметрию форм! руюшегося тела (структуры) накладывается симметрия порождающей среды, и резул тативная его форма, сохраняет только тс элементы своей собственной симметрии, кот рые совпадают с элементами, наложенными средой (П. Кюри, 1908; русский nepesoj 19(з6). В соответствии с тремя возможными вариантами наложения симметрии раст) mero по вертикали магматического тела и среды, режимам преобладающего растяжени (несовпадение симметрии) свойственны структуры воспринимающие симметрию ср ды. т.е. линейные (рис. 8. режимы I, X), хотя содержат иногда элемент!,! диссиммерн (Кюри, 1966); режимы с сосуществованием в различных соотношениях явлений раст ження и воздымания (частичные совпадения симметрии) обусловливают различные сс метания структур линейной и круговой категории (рис. 8, режимы U-1X), а также nposu ленне структур со сложной и криволинейной симметрией (Д.В. Паливкин, 1925). Ка следует из этого, МЦКС формируются как преобладающие, и часто с идеальными кру говмми очертаниями при совпадении в различной мере симметрии среды и развивак шичся магматических тел, т.е. в процессе проявления сводовых режимов (рис. 8, реж! мы Y1-V111). Таким образом, характер магматогенных структур и закономерности и формирования предопределены соотношениями динамики формирующихся тел и tci тонических напряжений порождающей среды; в то же время эти структуры фиксирую своим строением режим и являются объектами для его расшифровки.

- Другая закономерность формирования МЦКС обусловлена таким проявлением сил иого тяготения, которое определено Л.В. Шубниковым (1975) как понятие об анти-;нстве, об антиравных образах, или антиобразах. В соответствии с этим понятием на е общего проседания, прогибания среды возникают компенсирующие его «антиоб-1ые» структуры, в том числе первично-положительные магматогенно-диапировые мы (вулканы центрального типа).Напротнв, преобладающее воздымание среды мирует структуры,«уравновешивающие» магматогенный диапиризм и состоящие шым образом из форм, отражающих компенсационные проседания, обрушение, т.е. ращение» первично-диапнровых форм. В соответствии с этим автором показана [20, I др.] неправомерность подразделения МЦКС на положительные и отрицательные, кольку они, в связи с чередованием в развитии геодинамических режимов процессов седаний и воздыманий, обычно представляют собой различные сочетания положи-Л1ых и отрицательных форм. В то же время диссертантом предложено выделение к генетически различных классов МЦКС — «необращённых», характерных для ре-юв преобладающего проседания среды, и «обращенных», возникающих в условиях юздымания (рис. 8); переходным режимам свойственны сочетания структур обоих :сов.

- Каждый из выделенных классов МЦКС подразделён на четыре типа (рис. 8), отра-ицих степень продвинутости, зрелости дискретно развивающихся процессов возды-ня, с которыми коррелируете» характер их развития. Основными признаками типов ,'ктур являются: состав магматических пород, соотношения вулканических, плуто-еских и дапковых проявлений, форма тел, роль магматогенных (кольцевых, коннче-х, радиальных) рлфывных нарушений, размер структур, совершенство их форм и

- Как уже отмечалось, необращенные МЦКС свойственны режимам преобладающе-истяжения-прогииания и их рассмотрение выходит за рамки настоящего доклада. 1ако необходимо отметить некоторые их черты, помимо не свойственного им про-:а «обращения», обусловливающие их положение в общей классификации магмато-шх структур [20, 30]. По совокупности признаков необращенные МЦКС подразде-ы на последовательно усложняющиеся по своему строению типы, названные по эбладанию в них соответствующих образований «вулканическим», «субвулканнче-ч», «вулкано-субвулканическим» и «плутоно-вулканическим» (рис. 8, режимы II-Все они тяготеют к участкам относительных поднятий и образованы базитами и их ференциатами (до кремнекислых), проявленными в эффузивной (покровной и экс-швно-жерловоЛ). пирокластической и субвулканической и гиповулканической фа-х; плутонические образования, лишь в редких случаях являются элементами струк-этого класса из-за разобщённости уровней вулкан-очаг по вертикали. Структуры глнки по размерам (от первых км до 30x15) и являются формами или совокупностью м первичных вулканических построек центрального типа: от моногенных шлаковых усов, куполовидных, грибообразных экструзивов и субвулканов до полигенных, но южных по строению стратовулкаиов, обычно с периклинальным падением пород, гда с вершинными кальдерами или кратеро-кальдерными провалами. Роль синвуд-(ческих разрывных нарушений, последовательно нарастающая при усложнении ктур, в целом, по сравнению с обращенными структурами, не велика. -Обращенные МЦКС возникают в результате магматогенного диапиризма на фоне юобразуюших тектонических напряжений и в общем случае механизм их формиро-1Я сводится к следующему [5, 20]: надочаговое сводо- и куполообразование, сопро-

вождаемое возникновением центрального жерла, конических трещин, расколов и из .зияниями, извержениями, внедрениями расплавов вдоль них, сменяется по мере опус тошения магматических камер и снижения магматического давления возникновение! кольцевых трещин и расколов и проседаниями, обрушениями вдоль них. Естественнс что размеры и сложность этих структур и состав образующих их магматитов обуслоа лены глубиной промежуточного магматического очага и интенсивностью сводообразо вания, однако в целом обращенным МЦКС свойственны гибридное и коровое происхо ждение слагающих их пород, сближенность уровней вулкан-очаг (вулкан-плутон) и от сюда отчетливо выраженная комагматичность вулканических, лайковых и плутониче ских образований, участие плутонов в строении структур, относительно крупные раз меры, значительная роль в формировании магматогеиных разрывных нарушений, от четливое преобладание обращенных вулканических форм и реликтовый характер пер кично-вулканических. По значимости в строении этих МЦКС различных элементоЕ отражающей зрелость сводообразованкя, они подразделены на вулканогенный, вулка но плутоногенный, дайково-плутоногенный и плутоногенный типы [7, 20, 30], (рис. £ режимы У1-1Х,табл. 1).

В вулканогенный тип (начальное сводообразование при магмогенерации на глубин >5-40 км) объединены структуры, главными элементами которых являются овальны (8(1-150 км) компенсационно-конседиментационные, вулканогенные мульды (см. раз/ I 1), образованные продуктами щитообразных вулканов центрального типа; состав по род колеблется от андезитов до дацириолитов (нормального и субщелочного рядов), .мульлами сопряжены расположенные вдоль дугообразных ослабленных зон немного численные экструзивно-жерловые и субвулканические тела. Комагматичные вулкани лам гранитоиды обычно обособлены в пространстве, окаймляя мульды по периферии Роль магматогенной тектоники в строении структур относительно невелика.

К вулкано-плутоногенному типу отнесены структуры (60x100 км при магмогенера ции на глубине около 30 км), представляющие собой сочетание мульд-впадин, доста точно широко развитых экструзивно-жерловых и субвулканических тел вдоль кониче ских, радиальных и кольцевых разломов, и массивов гранитоидов, также дугообразны по форме или образующих центральные плутоны. Состав магматических пород обычн колеблется от дацитов, трахидацитов (гранодиоритов, кварцевых монцонитов) до рио литов, трахириолитов, гранитов, монцогранитов . Появление конических, кольцевых радиальных разрывных нарушений свидетельствует об усилении роли магматогенног купо.тообразования и компенсирующих его кальдерообразных проседаний в формиро вании структур этого типа.

Структуры дайково-плутоногенного типа (30x40 км при магмогенерации на глубин <"30 км) —это небольшие пологие мульды-впадины, окруженные прерывистыми кон центрическими зонами магматической проницаемости —кольцами-цепочками кониче ских и кольцевых экструзивно-жерловых и субвулканических тел, даек и эллипсовщ ны\ интрузивов гранитоидов, иногда образующих и центральные плутоны. С кольце выми сочетаются также радиальные разрывные нарушения, что в целом свидетельству ег о значительной роли магматогенной тектоники в становлении этих структур. Образе влш они обычно трахириолитами-субшелочными лейкогранитами.

В структурах плутоногенного типа роль покровных вулканических пород незначт 1сл1.на: они заполняют небольшие (первые км в диаметре при генерации магмы на глу бине не более 20 км) вулканогенные кальдерообразные впадины. Главными элемент; ми этих структур являются изометричные гранитоидные плутоны в сочетании с дайк

[ми, субвулканическимн и экструзивно-жерловыми образованиями. Все они приуро-ны к сложной системе кольцевых и полукольцевых расколов, приводивших к форми-ванию многоступенчатых котлообразных депрессий-впадин, игравших, вероятно, жную роль в образовании камерного пространства для центральных плутонов (меха-зм «обмена местом», по A.B. Авдееву, 1965). Типичные для этих структур трахирио-ты-аляскиты обычно являются составной частью контрастно-бимодальных ассоциа-й.

— Для обращенных МЦКС характерно совмещение в пространстве различных их ти-в с образованием сложных концентрических или эксцентрических их систем (см. зд. 11, III, рис. 4, 6), [7, 20, 30]. Установлено, что в наиболее полных системах струк-ры охарактеризованных типов представляют собой дискретный эволюционный ряд вулканогенного до плутоногенного типа с последовательным усложнением их фаци-ьно-фазового внутреннего строения, увеличением «внедрённости»магматических об-зований, направленным изменением состава пород (от среднего до ультракислого, еренно-щелочного) и их структурно-фациальных характеристик (см. разд. III) и, на-иец, уменьшением размера структур. Дискретно-последовательные изменения всех изнаков структур во времени обусловлены соответствующим приближением к по-эхности порождающих магматических очагов и возрастанием зрелости континен-тьнон земной коры — последовательным увеличением её мощности и снижением астичности и проницаемости. В то же время индивидуальные черты каждой конкрет-й структуры находятся в рамках типовых признаков, обусловленных закономерной нотипностью формирующих структуры процессов на различных этапах сводообразо-шя.

— В пределах перечисленных разнотипных структур и их систем, являющихся в опылённый отрезок времени зонами реализации эндогенной магматической активно-1, сосредоточиваются рудоносные и рудогенерирующие процессы, в связи чем оха-стеризованные структуры являются вулканогенно- или магматогенно-рудными цен-1ми (МРЦ), системами (MPC) и поясами (МРП) (М.М. Василевский, 1974); [17, 18]; М. Власов, 1979); [20, 26, 32]. МРЦ понимаются автором как совокупности генетиче-) или парагенетически взаимосвязанных магматических, магматогениых, магмато-шотектоническнх, гидротермально-метасоматических, минеральных и рудных обра-тнин, объединенных пространственно-временной принадлежностью к МЦКС и поеденных процессами развития единого гипоцентра магматической активности. Ана-s материалов по ряду регионов [17, 18, 20, 26, 32, 64] показал, что каждому из типов ДКС свойственна определённая минерагелическая специализация (табл.1), что позво-то выделить соответствующие типы МРЦ. При этом, если представления о законо-рности сонахождения близких по вещественным признакам магматических комплек-) в пределах МЦКС получали всё новые доказательства, то углубленное изучение ме-»рождений в ряде случаев не подтверждало положения об их генетической связи с оделёнными магматическими формациями. На некоторых, например, редкометалль-х месторождениях, для которых связь с аляскит-гранитовыми комплексами часто :таточно убедительна, не удалось обнаружить материнские граниты (м-ние Верхние "факты. Казахстан), на других оруденение оказалось наложенным на грейзенизнро-шые дайки, предшествующие этим гранитам (м-ние Тайшек, Каз-н) или даже на бо-

1 древние плутонические комплексы —лейкогранитовые (Акчатау, Каз-н; хребет Са-чева северо-восток России), гранодиорит-гранитовые (Восточный Сихогэ-Алинь и ). Наконец, появились примеры связи редкометалльного оруденения не только с плу-

тоническим, но и с вулканическим комплексом (Тунумская вулкано-плутоническая р доносная система Охотско-Чукотского вулканического пояса (Н.М. Фролс В.А. Гурьянов, 1979)). В этой структуре установлено два типа редкометалльной мин рализации и два импульса рудообразования: один связывается с заключительными пр явлениями вулканической деятельности, второй—с преобладающим гранитоиднь магматизмом. При этом рудопроявления различных минеральных типов образуют ед ный ряд (от низкотемпературного вулканогенного к среднетемпературному плутон генному), в котором они связаны между собой так же, как и члены вулкано-плутонич ской ассоциации.

Перечисленные примеры сопряженности однотипного оруденения с различнык магматическими комплексами в совокупности с изложенным выше пониманием пр цессов петрогенезиса и закономерностей развития МЦКС привели автора к представл нию об эволюционно-парагенетическом характере связи рудных и магматических обр зований [17, 18, 26, 32]. В соответствии с ним рудная минерализация является коне ным продуктом формирования не конкретного комплекса, а МРЦ или MPC в целом связи с последовательным насыщением развивающейся магматической системы водн флюидной фазой. При таком характере связи объяснима, с одной стороны, предпочт тельная сопряжённость рудогенерирующих процессов с гранитоидами как наибол поздними магматическими проявлениями МРЦ, с другой — возможность при отсутс вии гранитоидов наложения этих процессов на более ранние магматиты этой систем или даже предшествующей.

— Зависимость особенностей МЦКС различных типов и соответствующих им MF от глубины и условий магмогенерации, особенно от характера синтексиса (см. раз III), распространяется и на их металлогеническую специализацию (табл. 1). В общ« случае с МРЦ вулканогеннрго типа (максимальная для орогенного режима глуби магмогенерации при интенсивном синтексисе) ассоциируют рудопроявления меди, м либдена, полиметаллов, золота, серебра, высокоглинозёмистое сырьё; МРЦ вулкан плутоногенного типа (умеренные глубины магмогенерации при ограниченном синте сисе) свойственна молибден-медно-порфировая и медно-свинцово-молибденовая мин рализация, проявление золота, серебра, высокоглинозёмистое сырьё; дайков плутонический тип центров (малые глубины магмогенерации при ограниченности си тексиса) характеризует молибден-вольфрамовые, медно-молибденовые, олов серебряно-полиметаллические, ниобий-иттриевые оруденения; плутонический тип МР (минимальные глубины магмогенерации при флюидно-диффузионном синтексисе) з вершающий эволюционный ряд, имеет ярко выраженную комплексно-редкометалльну специализацию.

—Металлогеническая специализация МРЦ предопределяет их потенциальную руд носность, а реальная рудоносность, как следует из анализа материалов по Казахстану Средней Азии и некоторых других регионов [17, 18, 20,32], свойственна главным обр зом тем МРЦ, в которых наблюдаются отклонения от типового их развития, способе вующие, вероятно, процессам рудогенеза. Эти отклонения могут проявляться в непо ноте ВПА или отдельных комплексов, в изменении фациально-фазовых соотношеш пород в комплексах, в нарушении гомодромного развития серий пород, в проявлен; синхронных базитов, в связи с пограничным положением МРЦ и т.д. Кроме того, i данным В.Г. Ванштейна, Ю.Б. Марина, Т.Т. Скублова (1981) рудоносным комплекс; свойственно нестандартное поведение отдельных элементов. Эта закономерность нар ду с установленной концентрической или эксцентрической зональностью рудной мин

Сухов, 1968, 1979 и др; II.П. Лаверов и др., 1972; [17, 18, 20, 32] и др.) и с выяв-юй рудоконтролирующей ролью специфических —круговых, кольцевых и радналь-структурных элементов (В.А. Невский, 1973, 1975), [7, 17, 18, 20, 32] свндетельст-т о том, что формирование МЦКС и МРЦ различных типов является важнейшей за->мериостыо проявления орогенного и в какой-то мере тафрогенного магматизма, ошей прикладное значение.

V. Типизация орогснных н тафрогенных образовании н их эволюция в развитии ПП. Районирование ВПП.

эавнительный анализ орогенных и тафрогенных магматических образований в пре-х разновозрастных и разнотипных ПП территории бывшего СССР в целом [20, 29, >9-52, 59, 64, 66] показал, что и те, и другие и по их характеру орогены и тафроге-юдразделяются на три типа. Различаются выделенные типы интенсивностью и раз->разием проявления магматизма, составом и спецификой строения комплексов, а :е строением их рядов, характером взаимосвязи вулканических и плутонических влений и гипабиссальных малых интрузий, типами образованных ими магматоген-структур, ролью сопряжённых со средне-кислыми магматитами базитов и, наконец, ктером мегаструктур.

зогенные образования первого типа (рис.1;2,1; [50,52,68]) развиты в орогенах Юж-иссарской группы Казахстана и Средней Азии (раздел 11.1), а также Алтая-[ской области и Селенгино-Яблонового региона (Ои), Монголо-Забайкалья и Си--Алиня (Р:-Т|) и Алазенско-Олойской зоны Северо-Востока России (К|_:), где они, равнению с типовым (наиболее полным) проявлением в Казахстане и Средней I, часто развиты в различной мере редуцированно.Типовое проявление - это дву-ный ряд комплексов (рис. 2),сформировавшийся в среднем в течение около 40 млн. и образованный средними - кислыми породами (55-74% 5Юг) преимущественно :альной щелочности, умеренно - высококалиевыми (рис. ЗА) в вулканической и омической фациях. Полный совмещенный в пространстве ряд магматогенных <тур крайне редок; покровные вулканические образования обычно относительно мощны (суммарно не более 2000 м) и постоянно ассоциируют с терригенными от-ниями,. субвулканические тела редки, плутонические комплексы проявлены не почетно и часто в гипабиссальной фации. В пространстве вулканические и плутонч-1е комплексы несколько обособлены, в связи с чем магматогенные структуры от-гельно просты. Как правило, это вулканогенные мульды - вулканогенный тип С (обычно 10x20 км, иногда до 60x80 км)' и вложенные в них мульды-впадины оно-вулканогенные МЦКС) с ограниченным проявлением субвулканнческнх и )вых образований, а также - овальные массивы комагматичных интрузивов, сораз-мые с мульдами (рис. 1). В региональном плане орогенные образования этого типа :тавляют собой цепочки обычно разобщённых магматогенных структур или только 1ТОИДНЫХ массивов, последовательно уменьшающихся в размерах к краевым час-рогенных сводов; в редких случаях эти структуры "сливаются" в единый пояс (Де-;ий Казахстана).

фрогенные образования первого (рис.1 ;2,1;6,\/!1!;[50,52,69]) типа развивались как 1едованно гак и наложение вслед за охарактеризованными орогеннымн, но не во перечисленных для орогенов районах (отсутствуют в Амурской подвижной облас-. типовом и близком к типовому проявлениях тафрогенный магматизм продолжал-

ся около 10 млн. лет: сформировавшиеся при одноимённом режиме структуры нр ставляют собой сочетание грабенов протяжённостью до первых сотен километров, готеющих к пограничным шовным зонам, и устойчивых или горстовых блоков с n¡ уроченными к ним овальными (обычно 10x15, иногда до 50x70 км) вулкано-п. тоногенными МЦКС. Первые заполнены красноцветной молассой с маломощными п] слоями вулканических пород. В пределах МЦКС достаточно интенсивно проявлен к< трастный вулканизм, сопровождаемый внедрением также контрастных по составу i ккческих и кольцевых даек и монцонит-сиенитовых и аляскит-лейкогранитовых плу нов. Мощность покровных вулканитов значительна и составляет 1500-2000 м, mohuoi тоидные интрузивы не превышают по протяжённости первых километров при ширт 0,2-1 км, изометричные в плане гранитоидные массивы достигают в диаметре 10 i Дифференцированные базиты (47-60% SiOi) тафрогенов первого типа неоднородны щёлочности и титанистости, но принадлежат в большинстве случаев к шошонитое серии, кремнекислые (67-76% S¡02) - к высококалиевой (рис.3,В). В зонах, пограш ных с платформой (Хилокская Алтае-Саянскои области и др.) типовые тафрогенн шошониты, монцониты замещаются щелочными базальтами, щелочными габброида - щелочными и нефелиновыми сиенитами, а лейкограниты-аляскиты - щелочными i нитамн. Необходимо подчеркнуть, что тафрогенным образованиям этого типа при п ном их развитии свойственна значительная доля, а порой и преобладание кремнекисл пород, особенно вулканических в составе контрастной ассоциации (Девонский пояс захстана. Южный Гиссар).

По сравнению с первым типом, орогенные образования второго (рис.2,II; (50,52,69]) сформировались при более длительном (50-70 млн. лет), мощном, фациал[ и структурно разнообразном проявлении магматизма (орогены Токрауской группы зачетана и Средней Азии (разд. 11.2), Селенгино-Яблонового региона (С-Р), поздне леозойские Амуро-Сихотэ-Алиня и Охотско-Чукотского пояса). В этом случае типо! проявление - это трёхчленный ряд комплексов, три парагенезиса вулканических и п тонических комплексов, а в поздних ассоциациях и гипабнссальных малых интруз: Главные особенности состава этих магматитов - это более высокая кремнекислотно преобладающих пород (59-76% SÍO?) и принадлежность главным образом не к н мально.чу, а к умеренно-щёлочному петрохимическому ряду с высоко- и улыракал вой щёлочностью и относительно более низкой титанистостью (рис. 3, А). Покровн вулканиты имеют значительную суммарную мощность - до 5000-7000 м, широко раз ты экструзивно-жерловые и субвулканические фации вулканитов, кольцевые дайм гранитоидные плутоны, структурно взаимосвязанные с комагматическими вулкани ми. В соответствии с этим этому типу орогенов свойственно всё разнообразие "об щённых" МЦКС, имеющих овально-округлую форму и значительные размеры: от 70x80-150 км для ранних ВПА до 30x40 для позднеорогенных. Важной особенносг орогенных образований второго типа является также спорадическое присутствие всех типах МЦКС однообразных по составу трахиандезибазальтов; возможно эти по ды имеют рифтогенное происхождение, но самостоятельные структуры для них не тановлены.

Тафрогенным образованиям второго (II) типа, развивавшимся около 10 млн. вслед за соответствующими орогенными (рис. 2), свойственна преимущественная п уроченность не к шовным зонам, как в 1 типе, а к вершинным частям консолидир) щихся сводов (рис. 6, зоны И, III, VII). Принтом редкие, небольших размеров грабе (первые километры) и вулканогенные впадины (10-15x15-20 км) заполнены контра

ые километры) и вулканогенные впадины (10-15x15-20 км) заполнены контраст-по составу вулканическими отложениями при преобладании базитов, тогда как 1екислые вулканиты проявлены главным образом в экструзивно-жерловой и суб-нической фациях. Важнейшим элементом тафрогенов И типа становятся транере-льные зоны растяжения - протяжённые (до 150-200 км) лайковые пояса, образо-ie контрастными по составу породами. Проявление монцонитоидов (массивы 2км) не повсеместно (рис. 2), а аляскиты в виде плутонов центрального типа (до 15 тиаметре) развиты практически во всех регионах и достаточно широко, в том чис-пределами орогенных сводов (рис.6). Различаясь по характеру структур, тафро-ie образования обоих типов по составу пород близки между собой. Учитывая от-шую выше их неоднородность по петрохимическим характеристикам, особенно ов, можно говорить лишь о некоторой тенденции к повышению калиевой щёлочи титанистости пород (рис.3,В) Соотношения базитов и кремнекислых пород во II тафрогенных образований близки, однако первые преобладают в покровной фа-I вторые - во внедрённых.

поеделами территории Казахстана и Средней Азии, в Селенгино-Яблоновом ре, судя по литературным данным (Ю.В.Комаров и др., 1972; Ж.В. Семинский, Г.В. Александров и С.В. Бузовкин и др., 1974; М.Д. Пельменев, Ю.М. Шувалов и 981; В.В. Ярмолюк и др., 1995; М.Э. Казимировский и др. 1995 и многие другие), лен ещё один тип как орогенных, так и тафрогенных образований. Во многих ра-они считаются среднеюрско-меловыми, реже позднеюрско-райннекайнозойскими Ярмолюк и др., 1995), однако во всех случаях связываются со сводообразованием -еннон активизацией", по Ю.В. Комарову и др., 1972). С позиции автора диссерта-ни могут быть подразделены на орогенные и тафрогенные [50, 59, 66]. эгенным образованиям этого, третьего типа свойствен ряд особенностей !,П1;9). Одной из них является то, что базальтоиды, спорадически предваряющие средне-кислых пород в орогенах I и главным образом II типа, становятся посто-I составляющей, а порой и преобладающими в рассматриваемом орогене. В ре-гге трехчленный формашюнный ряд магматитов образован ассоциациями трахи-ибазальтов с трахидацит-трахириодацитами, трахиандезибазальтов с трахириода-эахириолнтами и, наконец, аляскитами - щелочными гранитами, прорывающими нентально-молассовые отложения (рис. 2). Базиты этих ассоциаций отличаются от гичных в орогенах других типов главным образом повышенной титанисто-Si02=50,7H-54,5%; К20=2,6-нЗ,1%; ТЮ2=2,7+1,8%), а кремнекислые породы геризуются повышенными суммарной (7,5-9,0, иногда до 10%) и калиевой (4,3-щёлочностью (рис.3,А). В соответствии с этим среди кремнекислых пород яются щелочные разновидности - комендиты, щелочные граниты. По мнению <азимировского и др. .основанного на петрохимических исследованиях (1995) , с ым совпадают представления автора (разд. III), расплавы кремнекислых пород кли на основе корового материала (87Sr/sr'Sr=0,702-^0,706), испытавшего вещест--энергетическое воздействие мантийных магм.

емежаемость во времени проявлений базитов и кремнекислых магматитов, а зна-тена на каждом этапе орогенного сводообразования III типа достаточно длительно сравнению с орогенами I и II типов) напряжений глубинного растяжения гающим сжатием получили отражение в характере магматогенных структур и их t (рис.9). Последние представляют собой последовательную смену овально-ённых вулканогенных структур (150х 50 км) овальными субвулкано-

4I>

диаметре) реставрированным!! по небольшим выходам иозднеорогенных фанитов, уроченных к поперечным сводовым зонам. Таким образом,орогенные образован! типа по своему характеру в какой-то мере приближаются к тафрогенным, поскс формировались при сочетании сводообразования с явлениями, близкими к грабено< юванию, а сменяющие их во времени тафрогенные (III тип) близки к рифтоген Сводообразование в тафрогенах III типа, вероятно, было столь незначительным преобладающими магматическими породами в этом случае оказались рифтогенньк сокоппанистые субщелочные (до щелочных) базальты-андезибазальты шошонит серии (рис. 3, В). Они в сочетании с континентально-угленосно-молассовыми отл пнями заполняли грабены (70-100x10-15 км), тогда как кремнекислые породы в сос згой осадочно-вулканогенной ассоциации исключительно редки (рис.9).

1 !аряду с развитием типовых орогенных и тафрогенных образований, нсобхо, отменит» существование телеорогенных и телетафрогенных проявлений магмапт Казахстане и Средней Азии эти проявления по мере их удаления от сводов в зоны i более ранней стабилизацией (например, от герцинид к каледонидам) интерпретиру! сначала, при сокращении формационного ряда как орогенно- и тафроге активизаиионные [68, 69], (рис. 4, 6, табл.2), а затем как отдельные форм: отражённой синорогенной и синтафрогенной активизации [43]. Ограниченн вовлечения ранее стабилизировавшихся зон в сводообразование обуславли проявление в их пределах преимущественно плутонических формаций, глав образом тафрогенных, которым обычно свойственна повышенная относите, пнювых значений калиевая щёлочность.

Приведенный в работе материал свидетельствует о том, что выделенные три -орогенных и тафрогенных образований и соответствующие им типы орогенов и та< I снов характеризуются направленным изменением основных их признаков. В тс время анализ и корреляция эндогенной магматической активности фанерозойских территории бывшего СССР показали [29,34,49-52,59,66,68,69], что каждый из выде ных типов, несмотря на различный их возраст (рис.2),свойственен определенному э июлюции этих поясов. В ПС, развивавшихся по геосииклинально-складчатому тш пап развития ПП), при сводообразовании возникают (рис. 1, 2, 4-VII1, 6-VIII) унасл ванно-надоженные структуры (мульды-впадины и их цепочки) с коротким рядом магических комплексов определенного состава, образующих простейшие МЦКС. орогены 1 типа (эпигеосинклинальные, первичные) и первичные тафрогены (рис. 1,. VIII) со значительной ролью в контрастной ассоциации риолнт-гранитового магма ма, наследующего орогенный структурный план. Развитие начальных стадий ПС II па зволюции ПП по особому не- или внегеосинклиналыюму типу (не имеющему об принятого названия, но чаще всего определяемого как втррично-геосинклинальный, генерированно-геосинклинальный, шовных прогибов и т.д.) обусловливает формир ние орогенов II типа, вторичных (рис. 2) с интенсивным трехритмовым магматизме новыми к первичным вещественными свойствами магматических комплексов (рис.. 1ШЮМ ряда (рис.2,II) и характером магматогенных структур (рис. 4, I-VII). Эти орог представляют собой сложные системы различных МЦКС, в том числе вулкано-пл, нические пояса значительной протяженности - Прибалхашско-Иллийский, Бель Курамннский, Сихотэ-Алинский, Охотско-Чукотский. Они сменяются резко нало> иыми тафрогенами (рис. 2, 6-I-VI) с близкими соотношениями базитов и кремнекпе магматитов и широким развитием дайковых поясов. Наконец, третий тип орогеш тафрогенов известен в Селенгино-Яблоновой ПС третьего этапа эволюции Централ]

атского ПП (рис. 2). Начальная также внегеосннклинальная стадия развития этой сведена к кратковременному, но интенсивному рифтогенному грабенообразованию, ровождаемому накоплением грубообломочных отложений в сочетании с базальтои-и (Ю.В. Комаров, 1972). Сменяющее эту стадию сводообразование, составляя боль-э часть истории развития такой ПС («орогенная активизация», по Ю.В. Комарову), ождает ороген с трёхчленным рядом комплексов,строение которых усложнено ус-тивым проявлением сопряжённых со сводообразованием рифтогенных явлений, водящих к образованию умеренно-контрастных ассоциаций пород повышенной щё-иости и удлиненно-овальных структур); в последующем тафрогене содержание лнекислой составляющей контрастной ассоциации исчезающее мало и главными /ктурами являются грабены (рис. 2,9).

стественно, что конкретные условия формирования орогенных и тафрогенных обра-1ний различных типов — положение в геологическом пространстве, влияние сопря-ных явлений, то есть нелинейный характер их развития (Ф.А. Летников, 1992) обуживает определённый диапазон колебаний их признаков в пределах типовых, н соз-■ многообразие подтипов, разновидностей орогенов и тафрогенов. Одной из основ-причин отклонения свойств рассматриваемых объектов от типовых является, пожа-масштаб проявления сопряжённых со сводообразованием базитов. Например, спе-ика эпигеосинклинально-орогенных и тафрогенных магматических образований (I Минусинских впадин Алтае-Саянской ПО, заключается в значительных объёмах арактерных для этого типа орогенов синорогенных базитов и в щелочном уклоне югенных, что объясняется, вероятно, их развитием в условиях, пограничных с форменными; большая насыщенность синорогенными базальтоидами Бельтау-Ку-шского пояса (II тип), по сравнению с однотипными зонами Прибалхашско-Илий-о, связана с оживлением ограничивающих его глубинных разломов и т.д. Объём ба-в и характер их взаимодействия с коровыми породами отражается в какой-то мере и эставе кремнекислых орогенных и тафрогенных магматитов. Однако, несмотря не торые колебания признаков, выделенные три типа орогенов и тафрогенов предают собой дискретные эволюционные ряды гомологических образований, возни-цих при периодически возобновляющихся в пульсационно-направленном развитии троцессах континентального сводообразования и отражающих направленное изме-е характера реализации этого процесса в последовательных подвижных системах от геосинклинально-складчатого к негеосиклинальным различных типов). Это, од, не исключает возможности практически синхронного проявления орогенов и таф-юв различных типов в смежных структурах с различной предысторией , что обучено гетерогенностью ПП и неравномерностью их развития (например, синхрон-э первичных орогенных и тафрогенных образований Жарма-Калбинской и вторич-смежной Рудно-Южно-Алтайской ПС Обь-Зайсанской мегасистемы или вторнч-Токрауской и Калмакэмельской зон Прибалхашско-Илийского пояса и первичной (асской и т.д. (рис. 2, 4, 6).

[явленные трехчленный ряд орогенных и тафрогенных образований различных з со свойственными каждому из типов специфическими чертами, отражают эволю-магматизма сводообразующнх режимов, периодически проявляющихся в развитии {аключается эта эволюция в основном в возрастании крем некислотности и щелоч-I (главным образом калиевой) гибридных мантийно-коровых и коровых пород; в ченни доли мантийных базитов в составе как орогенных, так и тафрогенных маг-1еских комплексов, ассоциаций; в увеличении фациального разнообразия магмати-

тов и усложнении МЦКС, а также в направленном изменении ряда других структур вещественных признаков пород, формаций, ассоциаций и образуемых ими магмато) ных структур, приведенных выше. Кроме того, следствием одной из важнейших зг номерностей эволюции магматизма сводообразующих режимов как в пределах одн типа, так и от типа к типу является смена относительно наиболее гибридных мантий коровых пород всё более контрастирующими по своему составу мантийными и кс выми с признаками флюидно-диффузионного гибридизма. Направленность измене! орогенных и тафрогенных образований последовательных типов - причин следственных антиобразов образованиями предшествующих периодов преобладаюц растяжений - проседаний в ПП свидетельствует как о возрастании относительной роли на последовательных этапах развития ПП, так и об эволюции этих важнейи элементов земной коры от относительно маломощных и пластичных к более мощны жестким.

Таким образом, разработанная типизация орогенных и тафрогенных магматически магматогеннотектонических образований, с одной стороны, дополняет представлени закономерностях периодического развития ПП в целом, с другой - позволяет pacxpi полигенность внутреннего строения сложных орогенно-тафрогенных вулка; плутонических поясов. Районирование Северо-Прибалхашского сегмента Прибалхг ско-Илийского вулканического пояса по типам орогенов-тафрогенов позволило по i вому интерпретировать его строение и выделить в его составе зоны и подзоны, от жающне их предысторию и различающиеся типами рядов орогенных и тафрогенн магматических комплексов, их полнотой, соотношениями проявлений различных фац глубинности и покровных вулканических с терригенными отложениями, специфик вещественного состава комплексов и ВПА и особенностями строения МЦКС и их ci тем (табл. 2, рис. 4, 6; [68, 69]). Зональность, раскрывающая поли- и гетерогеш строение и закономерности развития сложных вулкано-плутонических поясов, являе полноценной основной для прогнозирования рудоносности орогенных и тафрогенн магматических комплексов.

VI. Заключение.

Орогенный и тафрогенный магматизм - это процессы выноса вещества и энерги: поверхности Земли, свойственный периодам континентального сводообразования в р-витии ПП, приводящие к формированию специфически магматических и магматоп ных образований - специфических ассоциаций пород, разрывных нарушений, магь тических тел, магматогенных структур и их систем и т.д. В соответствии с эмпиричес установленным пульсационным характером развития Земли сводообразованию предц ствует эпоха преобладания процессов растяжения-проседания, сопровождаемых п| имущественно мантийным магматизмом. От этой эпохи режим сводообразования ун; ледует интенсивный разогрев и относительную пластичность земной коры, а также в сокое положение мантийных магматических очагов. Однако преобладание глубинн напряжений сжатия, свойственных орогенному и в меньшей степени тафрогенному | жимам, как известно, ограничивает зарождение и проникновение мантийных расплав в земную кору и способствует "наращиванию" коры снизу, вызывая изостатическое сводообразование и "всплыванне" магматических очагов. При этом происходит инте сивное вещественно-энергетическое воздействие мантийных расплавов на коровый су страт, инициирующее зарождение коровых магм и их смешение с мантийными. Разлт ные формы и масштабы синтексиса, эволюционирующего в развитии орогени

югенных сводов - одна из главных причин разнообразия, специфики и направлен-I изменения вещественных признаков орогенных и тафрогенных магматических чаций.

ульсационное проявление на каждом этапе сводообразовання в ПП орогенного ре-а и соответствующего магматизма обусловливает смену в каждом из его ритмов ульсов относительного растяжения нарастающим сжатием и соответственно отно-льную кратковременность зарождения полигенных магм и длительную их эволю-в процессе кристаллизационной дифференциации магматических расплавов. В со-тствии с этим орогенные магматические комплексы образованы закономерными »логическими, преимущественно гомодромными петрогенетическими сериями по-Они являются аддитивным продуктом различных процессов магмо- и петрогенези-селективного плавления мантийного субстрата и палингенно-анатектического ко-iro, смешения мантийных и коровых магм, гомогенизации и кристаллизационной ференциации расплавов.

пскретно-направленное изменение орогенного режима во времени сопровождается >тнением подкоровой части мантии, сокращение объёмов астеносферных линз, уг-1снисм мантийных очагов, а также охлаждением коры, увеличением её жёсткости и лыванием" коровых магматических очагов в области приповерхностных растяже-орогенных сводов. Это приводит к разобщению, поляризации в вертикальной маг-1ческой колонне мантийных и коровых магм и направленному изменению характера )бридизма. В соответствии с этим временные парагенезы орогенных магматических тлексов, объединяют дискретные петрогенетические серии пород, возникшие в ре-тате обособленных актов плавления мантийных и коровых субстратов и различных .1 и масштабов смешения этих расплавов с последующей дифференциацией гибрид-магм. Члены ряда - комплексы, разделены антидромной сменой состава пород, в то (я как гомодромная направленность изменения средневзвешенного состава после-тельных комплексов отражает соответствующее обновление в начале каждого рит-рогенного режима условий магмогенерации, в том числе составов исходных рас-ов, форм и масштабов гибридизма.

юлюция орогенного режима приводит к качественному его изменению, к появле-тафрогенного, сочетающего сопряжённое с растяжениями пассивно-рифтогенное енообразование и мантийный магматизм с остаточным (от орогенного) надочаго-куполообразованием, сопровождаемым кремнекислым коровым магматизмом. В ветствии с этим тафрогенные магматические образования - это совокупности кон-гно-бимодальных по кремнекислотности пород - производных селективных ман-ых выплавок и палингенно-анатектических коровых магм, подверженных лишь идно-диффузионной контаминации глубинным веществом. Производные каждого вух магматических источников представляют собой в целом гомодромные серии д, образованные в результате дифференциации соответствующих магматических эв.

ким образом, в развитии магматизма, сопровождающего орогенное сводообразова-1 подвижных поясах сочетаются две тенденции - гомодромная и антидромная. Пер-нз них отражает породообразующие петрогенетические процессы (диф-нниацию расплавов) и обусловливает сериальный характер изменения состава этических пород, другая - магмогенерирующие процессы (плавление субстрата, идизм) под влиянием энергетического воздействия на магматическую систему и гювливает дискретную смену всех структурно-вещественных их признаков.

"Всплывание" магматических очагов и магматогенный диапиризм, сопровождаю режимы сводообразованне, приводят к становлению структур с преобладанием сим рин конуса - обращенных магматогенных центрально-кольцевых (МЦКС). Всем свойственны крупные (относительно необращённых МЦКС) размеры, гибридное, р коровое происхождение образующих их комплексов пород; сближенность уровней кан-очаг (вулкан-плутон) и отсюда отчётливо выраженная комагматнчность вулкан: ских, дайковых (гипабиссальных малых интрузий) и плутонических комплексов (t маний) и сонахождение их в единых структурах; значительная роль магматогенных рывных нарушений (конических, кольцевых, радиальных) и отчётливое преобладс обращенных вулканических форм. В то же время различия в размерах этих МЦК сложности их строения, в соотношениях различных элементов н в составе формир щнх их пород, отражающие эволюцию режима сводообразования и соответствую изменение глубины промежуточных магматических очагов, позволили подразделит; на типы - вулканогенный, вулкано-плутоногенный, дайково (кольцев! плутоногенный и плутоногенный. При тафрогениом режиме плутоногенные МЦКС, четаются с линейными рифтогенными структурами - грабенами, дайковыми пояс; Совмещение МЦКС различных типов приводит к образованию их систем, вулк; плутонических поясов.

Сосредоточение в пределах МЦКС, их систем и поясов не только магматической тнвностн, но и сопряжённых с ней рудоносных и ру дегенерирующих процессов пр< разовывает их в магматогенно-рудные центры (МРЦ) различных типов и их сиси (MPC). Металлогеническая специализация, потенциальная рудоносность МРЦ и N обусловлена главным образом глубиной магматического очага, условиями магмоп рации, особенно характером синтексиса и псгрогенезиса. В то же время эмпириче установлено, что реальная рудоносность сопряжена со структурами, отклоняющими своем развитии от типового (неполнотой ВПА, комплексов; изменением фациал! фазовых взаимоотношений пород ВПА по срааненшо с типовым; нарушением сери ных изменений признаков пород комплексов, нестандартным поведением отделы элементов в породах и т.д.).

При некоторых общих чертах орогенные и тафрогенные образования фанерозонс ПП, а по их характеру орогены и тафрогены подразделены на три типа (I-III), ра'. чающихся интенсивностью и разнообразием проявлений магматизма, составом и ст нием комплексов и их рядов, характером взаимосвязи вулканических дайковых и : тонических проявлений, типами образованных ими структур, ролью сопряжённых сводообразованием базитов и т.д. Выделенные типы орогенов и тафрогепов преде ляют собой эволюционный ряд гомологических образований, отражающий не тол возрастание их роли на последовательных этапах развития ПП, но и дискретно првленную смену характерных их особенностей, обусловленную изменением глав! образом условий магмогенерации в связи с нарастанием мощности и жесткости koi нентальной земной коры.

Предлагаемое автором работы понимание места орогенного и тафрогенного ма1 тизма, а также роли и эволюции орогенных и тафрогенных магматических и магм, генных образований в развитии континентальных ПП имеет важное значение для ра тия различных направлений магматической геологии. В частности, оно может служ основой для углубления формационного анализа - выделения эволюционных гомол( ческих рядов орогенных и тафрогенных магматических формаций; для дальней! разработки представлений об эволюции форм и масштабов гибридизма в развитии

амнческих режимов; для усовершенствования представлений о металлогении оро-1ых и тафрогенных зон с учётом направленного изменения вещественных и стру-1ых характеристик орогениых и тафрогенных образований различных типов, а так-последовательной поляризации в,магматической колонне мантийного и корового нообразования, усиливающего роль флюидно-диффузионного гибридизма распла-

зложенное в работе представление о закономерностях развития орогенного и таф-:нного магматизма континентальных ПП фанерозоя, а также разработанная типиза-МЦКС и орогенных и тафрогенных образований использованы автором в геологи-:ой практике и в дальнейшем могут служить основой для усовершенствования растения и корреляции континентальных вулканитов, а также для районирования кных вулканоплутонических поясов с целью прогнозирования их рудоносности.

Список опубликованных работ автора, положе/шых в основу диссертации в форме научного доклада Некоторые средне- и верхнепалеозойские вулкано-плутонические комплексы Томского синклинория (Центральный Казахстан) / Матер, симпоз. по вулкано-плуто-гским формациям и их рудоносности. Алма-Ата, 1966, с. 73-76 (коллектив авторов). Субвулканическая интрузия монцонитоидов Сарыолен / Вопросы магматизма Ценного Казахстана. Труды ВСЕГЕИ, Л., 1968, с. 100-118.

Кольцевые структуры района гор Кызылрай (Центральный Казахстан) / Вопросы иатизма и метаморфизма. Т. 3. Л., 1968, с. 5-27 (совместно с Т.В. Перекалиной, . Копыловым, Г.Т. Скубловым).

Кольцевые тектоно-магматические структуры / Матер. Первой республ. научно->етической конфер. молодых геологов КазССР. Алма-Ата, 1968, с. 16-22 (совместно В. Авдеевым, Е.В. Паталахой, Г.Т. Скубловым).

О возможном механизме формирования кольцевых структур / Геология Централь> Казахстана. Алма-Ата, Наука, 1969, с. 51-57.

К петрохимии Кентского гранитного массива (Центральный Казахстан) / Там же, ¡7-131 (совместно с Г.Т. Скубловым, М.Д. Белониным, А.И. Захарченко и др.). Магматогенные кольцевые структуры северо-западной части Токрауского синкли-тя (Центральный Казахстан) / Автореф. дис. на соискание ученой степени кандидата .-минер, наук, Л., 1971. 22 с.

Геохимические особенности вулканогенных и интрузивных образований района Кызылрай (Центральный Казахстан) / Минералогия и геохимия, вып. 4. Л., 1972, с. 1, (совместно с Г.Т. Скубловым).

Среднекаменноугольный комплекс кварцевых диоритов, гранодиоритов, адамелли-гранитов (аксайский). Верхнекаменноугольный комплекс биотитовых гранитов петайский). Нижнепермский (сарыоленский) комплекс сиенито-диоритов, грано-[цтов, адамеллитов. Нижнепермский (жаксытогалинский) комплекс кольцевых и овых даек / Геология СССР. М„ Недра, 1972, Т. XX, кн. 2, с. 152-220 (коллектив ров).

I. Закономерности развития вулкано-тектонических структур Токрауской впадины (тральный Казахстан) / Эволюция вулканизма в истории Земли. М., Наука, 1974, 4-338 (коллектив авторов).

. К классификации изометричных магматогенных структур / Вопросы магматизма таморфизма. Т. 5. Л., 1975, с. 78-92 (совместно с Т.В. Перекалиной).

12. Общие закономерности развития «эрогенного магматизма Центрального Казахе на и эволюция центрально-кольцевых структур / Магмат. и метаморф. к-сы Казахста Ч. 1. Алма-Ата, Наука, 1976, с. 42-47.

13. История тектонического развития и вулканогенные формации зоны сочленен Чингиз-Тарбагатайской и Джунгаро-Балхашской складчатых систем / Там же, с. 13 140 (совместно с М.В. Тащишшой, Е.Р. Семеновои-Тян-Шанской).

14. Верхний палеозой западных и северных частей Джунгаро-Балхашской reoem линали / Геология и полезные ископаемые Центрального Казахстана. М., 1977, с. 18 202 (совместно с М.Н. Щербаковой, М.К. Бахтеевым, А.М. Курчавовым).

15. Схема корреляции магматических комплексов Джунгаро-Балхашской складчат системы / Корреляционные схемы магматических комплексов Казахстана. Алма-А' 1977, I лист (коллектив авторов).

16. Возрастная и формационная корреляция магматических образований территор СССР, Вып. 2. Казахстанская складчатая область. Л., 1977, (коллектив авторов).

17 Джунгаро-Балхашский вулканогенно-рудный пояс. / Прогнозная оценка руд носности вулканогенных формаций. M., Недра, 1977, с. 193-213 (совместно с М.М. В силенским).

18. Каледониды Северного Казахстана и Чингиз-Тарбагатайский вулканогенно-ру ими пояс. / Там же, с. 214-222 (совместно с М.М. Василевским).

19. Сравнительный петрохимический анализ андезитовых серий в связи с проблем реконструкций древних островных дут / Глобальные палеовулканические реконстру пин. Новосибирск, Наука, 1979, с. 95-106 (совместно с A.C. Остроумово В.К. Ротманом, C.B. Александровой, В.В. Павловой).

20. Магматогенные кольцевые структуры. Л., Недра, 1979, 231 с.

21. Магматические формации СССР. Т. 2. Л., Недра, 1979, 279 с. (в составе коллект. в.". авюров, гл. ред. В.Л. Масайтис).

22. Геологические формации Чингиз-Тарбагатайской складчатой системы и зон сочленения с герцинидами. Геологические формации орогенной стадии / Геологически формации и металлогения Чингиз-Тарбагатайской складчатой области. Л., Недра, 198 с ^9-63 (совместно с Е.Р. Семеновой-Тян-Шанскон, Е.В. Василевской).

23. Геологические формации этапа тектоно-магматической активизации / Там ж с 105-120 (совместно с Н.П. Михайловым, Е.Д. Василевской).

24. История геологического развития Чингиз-Тарбагатайской складчатой системы 'Гам же, с. 120-143 (совместно с Е.Д. Василевской, Р.К. Григайтис, Т.Я. Демидовой).

25. Магматогенная тектоника и магматогенные центрально-кольцевые структур орогенных зон Средней Азии / Закономерности тектонической структуры Средш Азии. (Материалы Среднеазиатского тектонического совещания). Душанбе, Доит 1981, с. 135-136 (совместно с О.Г. Кангро).

26. Петрологические критерии рудоносности магматических образований. ГранодИ' риювые, гранитовые формации и парагенезисы гранитовых и липаритовых формаций. Принципы и методы оценки рудоносности геологических формаций. Л., Недра, 198. с. 140-159 (коллектив авторов).

27. Геологическая карта Туркестанского, Алайского и Ферганского хребтов с прил! гающими территориями (Южный Тянь-Шань). Л., 1985, (ред. совместно с Ю.С. Биск В.Д. Брежневым, отв. ред.-составитель В.II. Котельников).

5. Формационное расчленение и корреляция магматических комплексов Прибал-ско-Илийского вулкано-плутонического пояса / Магматические и метаморфиче-: формации Казахстана. Алма-Ата. 1986, с. 84-91.

>. Тафрогенез и тафрогенные магматические формации в тектоно-магматическом итии геосинклинально-складчатых систем / Магматические и метаморфические кадии в истории Земли. Новосибирск, Наука, 1986, с. 82-93 (совместно с Михайловым).

). Магматогенные центрально-кольцевые структуры (термины, генезис, типизация) лканизм и формирование полезных ископаемых в подвижных областях Земли. Тби-I, Мецниереба, 1987, с. 31-39.

. Расчленение и корреляция магматических и метаморфических образований при томасштабном геологическом картировании (Таблицы диагностических призна-. Методические рекомендации. Табл. 2.2.5. Группа риолитовых формаций. J1., ГЕИ, 1988, с. 62-65.

:. Вулканогенно-рудные центры континентальных вулканических поясов / Вулка-I и металлогения Средней Азии. Труды VII Всесоюзного палеовулканического сотня. Ташкент, 1988, с. 101-108.

. Основные принципы петрологических исследований магматических образований крупномасштабном геологическом картировании / Магматизм и геолкарта-50 шей Азии. Материалы V Среднеаз. регион, петрограф, совещания. Душанбе, До, 1988, с. 122-125 (совместно с В.Н. Москалевой, Е.К. Станкевичем). . Специфика магматизма тафрогенеза как разновидности континентального рнфто-¡а / Магматизм рифтов. М., Наука, 1989, с. 11-18 (совместно с Н.П. Михайловым). . Общая характеристика геологического строения палеозойских складчатых систем хстана (типы разрезов и региональная корреляция геологических образований). !нноугольная система, нижний отдел. / Геологическое строение СССР и законо-ости размещения полезных ископаемых. Т. 6, кн. 1. Казахстанская складчатая об, (ред. Н.П. Михайлов). J1., Недра, 1989, с. 82-85 (совместно с Е.Д. Василевской, Митрофановой, E.H. Сизовой).

. Верхний палеозой. Каменноугольная система, средний и верхний отделы / Там . 85-90 (совместно с К.В. Митрофановой, Г.П. Клейманом, Е.Д. Василевской). . Пермская система и нижний отдел триаса / Там же, с. 90-93 (совместно с Митрофановой, Г.П. Клейманом).

История геологического развития палеозойских складчатых систем Казахстана, непалеозойский этап. Процессы осадконакопления и стратифицированные геоло-кие формации / Там же, с. 121-128 (коллектив авторов).

Эволюция магматизма и интрузивные формации / Там же, с. 128-132 (совместно с Иняхиным, Г.П. Клейманом, Е.Р. Семеновой-Тян-Шанской). Позднепалеозойский этап. Основные структурные элементы и их эволюция / Там 133-134.

Процессы осадконакопления и стратифицированные геологические формации / <е. с. 134-137 (совместно с К.В. Митрофановой. Г.П. Клейманом). Эволюция магматизма, вулканические и интрузивные формации I Там же. -140 (совместно с Г.П. Клейманом).

Процессы гершгнскон тсктоно-магматмческой активизации / Там же, с. 140-141 естно с Г.Л. Добрецовым).

5-1

44-48. История геологического развития палеозойских складчатых систем Каза. на. Палеотектонические схемы с элементами мннерагении: 44) фамен-средний визе вместно с К.В. Митрофановой, A.A. Беляевым, Л.Г. Перегудовой, Е.Д. Василева 45) поздний визе-срепухов (совместно с К.В. Митрофановой, Е.Д.Василеве

А. Беляевым, Л.Г. Перегудовой); 46) средний-поздний карбон (совместш К.В. Митрофановой, A.A. Беляевым, Л.Г. Перегудовой); 47) поздний карбон-поз пермь (соавторы К.В. Митрофанова, A.A. Беляев, Л.Г. Перегудова); 48) поздняя пе| ранний триас (соавторы К.В. Митрофанова, A.A. Беляев, Л.Г. Перегудова). / Там прилож. 10-14.

49. Корреляция магматических образований территории СССР. Поздний палео ранний гриас / Геологическое строение СССР и закономерности размещения полк ископаемых. Т. 10, Геологическое строение и минерагения СССР (гл. ред. Е.А. ловскнй). Кн. 1, Геологическое строение СССР. Л., Недра, 1989, с. 237-239 (совмест В.Л. Масайтисом).

50. Развитие магматизма в геологической истории территории СССР. Магма! эрогенного режима и эпнорогенного тафрогенеза / Там же, с. 265-269 (совмест! П.П. Михайловым).

51. Схема мантийно-корового и короиого магматизма территории СССР (фанеро ский этап). Масштаб 1 : 16 000 000 / Там же, прилож. 32 (совместнс f- К. Станкевичем).

52. Закономерности орогенного и тафрогенного магматизма подвижных поясов ритории СССР / Кристаллическая кора в пространстве и во времени. Магматизм. С ник докладов советских геологов к 28 МГК. М., Наука, 1989, с. 150-157.

53. Геологическая карта СССР, м-б 1 : 1 000 000 (новая серия). Лист "Новабад". югическая карта. Л., 1989, (совместно с В.И. Котельниковым и др.).

54. Положение базальтоидных комплексов в позднепалеозойских разрезах орогеш » тафрогенных вулканитов Чаткало-Кураминского региона и Югсг-Западного Гисса Итоги НИР ВСЕГЕИ, Л., 1990, с. 52-56 (совместно с Е.А. Кухаренко, А.Е. Костин 11.В. Хуртаком).

55. Вторичные геосинклинали: магматизм и оруденение / Магматизм и рудоносш Казахстана. Алма-Ата, Гылым, 1991, с. 192-197 (совместно с A.A. Беляев М.Г. Хисамутдиновым, Л.Г. Перегудовой).

56. Рифтогенный магматизм в тектоно-магматическом развития Казахстане складчатой области / Гам же, с. 86-92 (совместно с Н.П. Михайлов В.Н. Москалевой).

57. Палеотектоника и палеогеография перми Казахстана / Пермская система Земн шара. Международный конгресс, г. Пермь. Тез. докл. Свердловск, 1991, с. 153 (сов с гно с А.Х. Кагармановым, К.В. Митрофановой).

58. О задачах петрологических исследований в связи с крупномасштабным геоле ческим картированием в восточных районах СССР. / Формационная принадлежност фации изверженных пород Северо-Востока СССР. Магадан, СВ КНИИ ДВО СС 1991, с. 6-12 (Совместно с Б.А. Марковским, В.К. Ротманом, В.К. Терентьевым).

59. Установить закономерности размещения древних вулканогенных формаций т ритории СССР и оценить их перспективы на комплекс полезных ископаемых / Ит 11НР ВСЕГЕИ. Л., 1991, с. 37-40 (коллектив авторов, науч. руков. В.Л. Масайтис).

60. Рабочая опорная легенда Гоегеолкаргы-50 западной части Агадырского рудн района / Итоги НИР ВСЕГЕИ, Л., 1991. с. 57-59 (коллектив авторов).

»1. Геологическая карта СССР, м-б 1 : I ООО ООО (новая серия). Лист "Ноаабад". Объ-игельная записка. Магматизм, Л., 1992, 88 с. (совместно с О.Г. Кангро, Кухаренко).

.2. Геологическая карта СССР, м-б 1 : 1 ООО ООО (новая серия). Лист "Душанбе". Л., 2 (совместно с Н.Г. Власовым и др.).

3. Геологическая карта СССР, м-б 1 : 1 ООО ООО (новая серия). Лист "Душанбе". >яснительная записка. Магматизм, Л., 1992, 212 с. (совместно с Е.А. Кухаренко).

4. Calderas and their ore content in the different geodinamical regimes / Abstract of 29th ;. Kioto, 1992, vol. 13, p. 485 (with Y. Karetin, V. Korzhaev, I. Seravkin).

5. О возможных принципах расчленения и корреляции континентальных вулканиче-х образований. / Сов. геология, 1992, № 4, с. 39-46 (совместно с Г.Л. Добрецовым, !. Кагармановым, Ю.П. Ненашевым).

6. Атлас палеовулканических карт северо-восточной Евразии (в границах террито-бывшего СССР). М-б I : 5 ООО ООО. Объяснительная записка. С.-Пб, 1993. 106 с.

тлектив авторов, гл. ред. И.В. Лучицкий).

7. Карта гидротермально-метасоматических формаций Казахстанской складчатой асти. М-б 1 : 1 500 000. Л., изд-во ВСЕГЕИ, 1993 (член редколлегии. Гл. редактор . Плюшев).

8. Структурно-вещественная типизация вулканогенных образований орогенного има позднего палеозоя Казахстана и Средней Азии / Итоги НИР ВСЕГЕИ. С.-Пб, 3, с. 35-41 (совместно с Е.А. Кухаренко, А.Е. Костиным, И.В. Хуртаком).

Структурно-вещественная типизация вулканогенных образований тафрогенного има позднего палеозоя Казахстана и Средней Азии / Там же, с. 41-43 (совместно с Кухаренко, А.Е. Костиным, И.В. Хуртаком).

). О состоянии стратиграфии верхнепалеозойских вулканогенных толщ в Северном балхашье / Геология Казахстана, 1994, № 3, с. 86-90 (коллектив авторов). I. Петрографический кодекс. Магматические и метаморфические образования. С.-изд-во ВСЕГЕИ, 1995, 128 с. (один из составителей, член редколлегии. Отв. ред. . Михайлов).

Гнс. 1. Геолого-структурная схема Южного Гиссара (составлена на основе геологической схемы ЕМ. Горецкой. 1973).

1 — мезозойские отложения 2-6 — тафрогенные магматические комплексы (Р2-Т1): 2 — плутонические (а —• монионит-сиенитовый, б — лейкофаниг-аляскитовый); 3 — пшабнссалишч малых интрузии (а — монцонит-порфир-трахиандезибазальтовый, 6 — гранит-порфир-рнолитовый): А-Ъ — вулканический' — субвулканнческие фации (а — трахиандезнбазальтоаая, б — трахкрнолитовая), 5 — экструзиано-жерловая фация, риолитовая; 6 — покровные фации (а — трахиандезибазальт-трахириолитовая. б — то же в составе вулкамогенно-осалочной ассоциации); 7-9 — орогемше магматические комплексы (Р7а — му-типический. фанит-лейкофанитовый. 76 — гипабнесалмшх малых интрузий, гранолиорнт-порфировый; 8-9 — вулканические. 8 — второй, дацианлезнт-риолн-гопый, 9 — первый, андезлт-риоданитовый. Магмазо! синие структуры: 10 — вулканогенные; 11 — плутоно-вулканогенные; 12 — вулкано-дайково-плу-го-генные; 13 — рнфюгегшие грабены: 1 — ШкрагалннскнП с Ангорисайской магматогенной кольцевой структурой, 11 — Богаинский; 14-16 — доорогенные образования: Ы — плутонические (а — гранитового (С,), б — лиоритоного (См) составов); 15 — осадочные, конгломерат-флишевые. С;.;: 16 — вулканогенно (базальт -андетит-рнолнтовые)-осалочные, С%: 17 -- осалочпо-вулканогепные ('нптпиенобаплги.т-пиптптпп^гМ с. 1Я— пгяшичч» т*Пп..гви„л ..... о-7 -

Ам-Ох Ц-С-А

Ал-Ол

с. 2. Схема корреляции разнотипных временных рядов орогенных и тафрогенных магматических комплексов континентальных подвижных поясов. 1-2 — тафрогенные комплексы: I — плутонические (а — монцонит-сиенитовый, б — аляскито-в — лейкогранит-аляскитовый), 2 — вулканические (а — трахиандезибазальт-щелочнобазальт-тра-шолит-щелочнориолитовый, б — трахиандезнбазальт-шошоннт-трахириолитовый, в — трахиандези-альт-шошонит-риолит-трахириолитовий); 3-7 — арогенные комплекса: 3, 4 — плутонические — >мальноЛ щелочности (а — габбродиорит-грзнодиоритовыЛ, б — гранит-лейкогранитовый); 4 — щелочные (а — манцаднорит-монио гранитовый, б — кварцевомонцонит-субщелочногранитовый, - субшелочно-двуполевошпатоволейкогранитовыЯ, г — аляскитовыЛ); 5-7 — вулканические — 5 — ючно-субщелочиые (а — трахияацит (до щелочного)-трахириодацитовый, б — трахириодаит (до теллеритов)-трахириолитовый). 6 — субшелочмые (а — трахндацнзндсзнт-трахиркодацитовый, б — <идацит-трахириолитовый, в — трахнрнолнтовый); 7 — нормальной щелочности (а — андезит-дацитовый, б — дациандезнт-риолитовыЛ); 8 — щелочные габбро-щелочные и нефелиновые сиени-9 — красноиветно-молассовые отложения; 10 — трахиандезибазальты, сопряженные с орогенным канизмом; 11 — доорогенные образования в подвижных системах: а — рифтогенные, б — вторично-ннклинальные, в — гсосннклинальные; 12 — прочие образования: а — чехлов молодых платформ, основания фанерозойских подвижных поясов.

12286823

Рис. 3. (а двух листах). Эволюционные петрохимические тренды составов орогенных и тафрог комплексов.

Лист I, диаграмма А: последовательные орогенные комплексы Южно-Гиссарского типа — Ю' Гиссара (1-1, 1-2) и Девонского пояса Казахстана (Г-1, Г-2), Токрауского типа — Токрауской зон верного Прибалхашья (Н-1, Н-2, 11-3) и Чаткало-Курамннского региона Срединного Тянь-Шаня Н'| г-2, и'12-З — здесь и далее подстрочные цифры — нумерация групп пород в составе компле различным уровнем щелочности), Селенгино-Яблонового типа (111-1, 111-2). Сплошная линия на к фикационной диаграмме разграничивает поля пород нормального и субщелочного рядов, на диаг К!0-5Ю1 — поля серий пород по калиевой щелочности (по С.Л. Тейлору с дополнениями Р. Ле М др.). Средние химические составы пород гранит-метаморфического (а) и гранулит-базитового земной коры, по Б.Г. Лущу, 1980.

.........х,х,1 1Г , 1Г ■НИНН1Н

—•—— Г ,Г Ш —I —I — I

«•....- П,П о - а; V - б; о-в

с. 3. Продолжение.

Лист 2, диаграмма В: тафрогеииые комплексы Южного Гиссара (1|,ц). Девонского пояса (Г|.г). То-уской впадины (Ни). Чаткало-Кураминского (1!! ;) и Селенгино-Яблонового регионов; штриховая шя — орогенные базиты. Средние химические составы субщелочных базитов островных дуг и актив-< котттентальных окраин, по Б. Г. Лутцу, 1980 (а), провинции бассейнов и хребтов, по А. Ф. Граче-1982 (б), шошонитов УльинскоП зоны Чукотско-Охотского пояса, по А. С. Синдасву, 1988 (в). Диаграмма С: тафрогенные базиты (Т|) и кремнекислые породы (Т3), ранне- (Ог,) и позднеороген-I (Огг) комплексы.

Рис. 4. Геолого-структурная схема позднепалеозойских орогенных образований Северного Прибалхашья.

I — орогенные UI1A: а — трахидашфиолит-трахнриолит-субшслочнофзнит-порфир-субишлочнадсйкогранитовая (I1;), б — трахндацнт-трахирнолит-квар-цсвомонцонит-субщелочнофанитовая (Р,), в — трахидациандезит-трахирнодаиит-моииоднорит-монцогратггевая (Ci-1'i): 2 — те же вулканические комплексы (к.) в составе осалочмо-нулканогеиных ассоциаций: а — Р¡,6 — Р,, в — 3 — дацит-рмолацит-риолитовыП к. в составе вулканогенно-осадочной ассоциа-

ции (Р|.;): •) — преимущественно субвулканическая фация вулканических к.к.; 5-7 — доорогенные образования: 5 — герцннские (а — предорогенные (C|_j), б — вторичиогеосииклинальныс (Dj-C|), в — миогеосинклннальные (Dj-C,), 6 — каледонские (а — геосннклнналыю-складчатые, б — чехла эпнкаледонской платформы), 7 — выступы докаледонского основания; 8-10 — типы МЦКС: 8 — дайково (кольцсяы\)-плуюногеиный, 9 — вулкано-плутоногенный, 10 — вулканогенный; 11-14 — зоны (з.). подзоны (п/з.) вулкано-плутоннческого пояса (см. также Табл. 2): 11-13 — з.з. с орогенными образованиями Токрауского типа: 11 — активизационно-орогенные (1, V, VI), 12, 13 — собстпенно-орогенныс (И, 111, IV, V111) с п/з. п/з. активного проявления магматизма (\2а — внешней (11-А), 126 — средннио-сводовыми (11-Б, III-A), 12в — шовной с относительно широким развитием базитов) и пассивно-редуцированного проявления 13а — вулканизма и плутонизма (П-В, VII-U), 136 — вулканизма при активном плутонизме (IV-A), 13в — с проявлением главным образом раннего (С3-Р|) плутонизма; 14 — з. с орогенными образованиями Южно-Гиссарского типа (V111), 15 — синорогенный прогнб главным образом с телепирокластикой (IX); 16 — полнхронно-полиформацнонные массивы актнвизаиионно-орогенцых плутонических к.к. (а) и области проявления синорогенно-актнвиэационнога плутонизма в стабилизированных з.з. ранних герциннл и кал£доннл; 17 — границы з.з. установленные (а), предполагаемые (б) и п/з. (в); 18 — разрывные нарушения крутопадающие главные (а), второстепенные (6). пологие (в). Названия зон: I — Бугалы-Кентская, 11 — Северо-Токрауская, III — Южно-Токрауская, IV — Притокрауская, V — Кок-домбак-Шангельбайская, VI — Кусак-Баканасская, VII — Котанэмельская, VIII — Баканасскаж, IX — Саякская.

1 2 3 4 5 6 7

СТРОНЦИЙ

123456789 ЦИРКОНИЙ

Л

2 3 4 5 6 7 в 9 МЕДЬ

6 5 4

3

24

м-

.-М

2 3 4 5 6 7 Е

ГАЛЛИЙ

•10" 3

2ф )

Д\

1 2 3 4 5 6 Г в 9 СКАНДИЙ

6 5 4

3

ц

и

'I /.'

- i

У

8 9

1 2 3 4 5 6 7 СВИНЕЦ

СП' И3

Ш2 Е3< 5 да

Гнс, 5. Распределение химических элементов в вулканических комплексах орогапюго и тафрогенного режимов района гор Кы-зылрай (Северное Прибалхашье).

1 — Средние содержания элементов в комплексах (к.); 2 — средние содержания элементов в геохимических совокупностях; 3 — средние содержания элементов в последовательных фазах вулканических к.; 4 — средние содержания элементов в кислых, средних и основных магматических породах, по А. П. Виноградову (1962); 5 — линия, ограничивающая средние содержания элементов в геологических комплексах; 6 — порядковый номер вулканических комплексов и их подразделений: 1,2 — предорогенный к.; 3. 4 — трахидациандезит-трах ир и -одацитовый (С3-Р|); 5, 6 — трахидацит - трахириоли-товый (Р,У. 7 — трахирио-дацнт - трахириолитовый (Рг); 8, 9 — трахиандезиба-зальт - шошонит - трахн-риолитовый (Р2-Т|).

, t....... . .................. ^ IUY|/Uumiw> ЧЧ'РОИ'ВЛМИН V_c-

ncpnoi о I !риС>л.'1чаи1ья I 5 мфрогсиммс чиимашчсскис комплексы (Khi i плутонические (а - cvôme-.ючширашпоилнми. О - М(иш(чшloii.iiii.Mf). 2 ;ипайнссальныч малых ннтрчзиП i ыимжыи) фачилолернши грачирполиюи. л > и^лканпческнй (3 оомчлками-ческис и » кс » pv ш1шо-+.ср.юиыс фаиии .) - i ра\ирио. i и гон. ó - • с>Сиислочиы\ оаш-4 иохронные фаиии а 1ра\ириолшои. ó счйтелочнъл Оаллои). ? те 4же покроши,ie фампн н\ лканичесмио к и состаис «чллочио-в)лканогенной ассоциа-оолас i и ра шит ич м мфро| сниму оЛрл ижаннГг 6 - • преиму шест пенно \0}ЧМСННЬ1Ч Южии-ГиССарСММ О <.',1 И I «V*) ГЛИОП. 1 aOOpOU'HHWV. К —

ou I.it' I и pa mu mu Ktijijtui сиимч т'мм »»»намии H M. но- ! i

N ними

7a;00- w л нар> inc

рекою (.а) и 1окра>смчо\ó>

i ранним 1ьм '.нспалео тискнх opoi сниму V iр;» к-■ни <1 Û 1U- UiM) < Д I'. см. рис 5 I И pvUpWHUUC ч. \ с миом jt-MiM.ít- и< i предиола! аемыс » j t

SO 00"

0

20 /у ^

— — v 1 х-

40 v 3/' 1 г

гМ-^е

60 г 1'—•

г

80

о 20 40 60 80

0 20 40 60 80

-0

2А ■20

■40

\ Г I С/-М- -60

V» г

г ■80

Цз

а

а-' \У бу 3

г г г

-М-

1'нс. 7. Гипотетическая схема соотношения орогенного (1-Ш) и тафрогенното (IV) магматизма бинным строением сводовых областей I — астеносферные линзы; 2 — участки концентрации базальтового расплава в астеносфере; базальтовая магма в виде астенолитов и интрузивных тел, 36 — коровая магма; 4 — виутрикоровы юнические тела; 5 — вулканические постройки; а) среднекислого, б) базнтового составов; 6 — «г то-метаморфическиП» (у) и «базальтовый» (¡5) слон консолидированной коры; 7 — верхняя мантия складчатые образования; 9 — граница Мохоровичича.

Относительная роль напряжений растяжения (<—►), сжатия ( »■); прогибания (4), воздымания

Структурные формы

Соотношение структур линейной и овально-круговой (МЦКС) категорий

Классы МЦКС (с.) и соотношения в них необращённых ( и обращенных ( О) форм

Типы МЦКС по соотношениям вулканических (</\), зкстру-зиано-жерловых (—г), субвуп-канических (5), дайховых (/*■) и плутонических (+) образований

Подтипы МЦКС по конкретной специфике проявления

Рис. 8. Схема классификации мзгматогснных иентралыю-кольиевых структур (МЦКС) подвижных поясов.

Рис. 9. Геолого-структуркая схема позднемезозойской орогенно-тафрогенноА Тугнуйской вп (Селенгино-Яблоновый регион).

Составлена по материалам А.Л. Долина и др., 1972; Л.А. Козубевой и др., 1974: М.Д. Пельм Ю М. Шувалова и др., 1981; Геол. карты м-ба 1 : 500 000, 1992 и др.

1-3 — талы МКЦС: 1 — цлутоногенный, 2 — субвулкано-вулканогенный, 3 — вулканогенньг тафрогенный грабен с вулканитами щелочнобазальт-трахибазальтового комплекса (К?) в состав дочко-вулканогенной ассоциации; 5-7 — орогенные к.к.: 5а — аляскнт-щелочнолранитовый, 56 -каногенно-молассовый; 6 — трахнриодацит-трахнриолитовый (до пантеллеритов-комендитов), ^ а) достоверные выходы, 6) реконструированные: 7 — трахидацит-трахириодацитовый (до шел трахнтов-паотеллеритов), К(—К^?: а) достоверные и б) реконструированные выходы; 8 — терри молассовый предорогенный к.; 9 — гранктоиды основания впадины.

Таблица 1

ГЛАВНЫЕ ПРИЗНАКИ ТИПОВЫХ МАГМАТОГЕННО-РУДНЫХ ЦЕНТРОВ (МРЦ) ОРОГЕННО-ТАФРОГЕНИЫХ ВУЛКАНО-Ш1УТОНИЧЕСКНХ ПОЯСОВ ТОКРАУСКОГО ТИПА

Признаки Типы магматогеино- рудных центров (в соответствии с типами МЦКС)

Вулканогекные Вулкано-плуюногенные Дайково (кольцевые)-плутоногенные Плутоногенные

Вулкзно-1л> тонические ассоциации формаций Трахиандезит-трахнр 11 одацито ва я -монцоднорит-монцшраиитован Грахидацит-трахи- риолитовая-квар- исаомонионит- субиюлочнограни- юиая Трахириодаиит- трахириолитовая- субшелочногранит порфировая-субше лочмолейкофани- товая Трахиандезитба* зал ьт-трах ириол и -товая-трахидоле-р»гг-субщелоч но-гранит* порфировая •габбросиенитовая. аляскитовая

?тро- 1миче- :ие ракте- 1СТИКИ >род БЮ*. % 61-73 63-75 65-77 45-60; 68-76

I шел., % 6 5-8.5 7.0-9.0 8 5-9.3 4.8-8.5;7.5-9.5

КЛЗ, % 3.5-5.0 4.0-5.5 4.5-5 8 2.8-6.0;4.5-6.4

ты вулкаиичес-IX порол Кристаллоигмим-бриты, спекшиеся туфы, туфы Спекшиеся туфы, игннмбри гы.иг- НИМСПУМИТЫ Игнимбриты.иг- нимспумиты.лаха- рнты,лавы Игнимспумиты, ла- вы.нгнимбриты, лахариты

ты вулканизма компенсационно-[»«вулканических руктур Центральный (щитообразный с образованием мульд (50-70 \80-150км) проседания Центральный и по коническим трещинам и разломам с образованием мульд-впадин (30-50x70-100км) По коническим и кольцевым трещинам и разломам с образованием каль-дерообраэных впади^ 10-15х20-40км) По линейным и кольцевым трещинам с образованием грабенов(~15км)и кальдер (10х 20км)

орма плутонов, [пабиссальных пых интрузий Крупные лакколи-тообразные тела в обрамлении вулканогенных мульд (50-70x80-150км) Дугообразные лакколиты в пределах мульд-впадин ()0-20\30-50км);серин конических силл-образных тел Дугообразные лакколиты и центральные плутоныОО ч 30км); серии конических тел. кольцевых и радиальных лаек Центральные плуто-ни (12x15км)и полу-кольиевые лайковые пояса.лереходяшие в линейные

агматогенно-ктонические ловия Обширные (до 70 \ 180км) малоамплитудные. пологие сволообразования под давлением относительно глубоких (35-40км) очагов, компенсируемых конселнмента-ционнымн прогиба ниями, реже проседаниями Относительно локализованные (до 50х 100км), но относительно более крутые сводообра-зования над очагами умеренных глубин (30-35км).ком-пснсируемые кон-седиментациониы-ми проседаниями Значительно локализованные (до 15х 40км) крутые купо-лообраэования над относительно малоглубинными (2030км) очагами, компенсируемые проседаниями, кальдерообразны-ми обрушениями Узколокальные (до 15км в диаметре) надочаговые крутые куполообразования над малоглубинными (< 20км) очагами, компенсируемые образованиями кальдер и подземных котлообразных проседаний

остмагматнчес-»е изменения Пропил нтнзация, хлорнтнзаиия, энн-дотиза ни «.образование нторичиых кнпршион О кварце ванне, ка-лишпатиэаиия.об-разование вторичных кварцитов Окварцеванне,се-риинтигация.кали-шпатмзаимя Серицктитация.бере-зктизацил, к варие во-жнльные и кварцево-грейзеновые образования

инерагеническая 1ециализаиня Мс дно-порфировая молибден-медно-полиметаллическая золото-серебряная, высокоглинозем н-сгое сырье во вторичных кнарииглч Молнбден-медно-порфировам.медно сиинцово-молибде новая,золото-сере-бряная;высокоглн-но 1с м иск »с сырье Молибден-вольфра мовая.ме дно-мол иб де новая,олово-с ере бряно-полиметалли чсская.ниобнй-нт* гриевля.урановая Вольфрам-оловянная вольфрам-молибде-новая.золото-ссребря ная.иттербий-иттрий ниобиевая.флюори-товая и др.

' Таблица 2

Схема районирования Северно» о 11рнои:г\д1ш.я на основе тнпм'кшии рядов оро) енных ма! матческич комплексов (к.к)- см.рис.4

Мегаструктура Север о -Прибалхашский сегмент Прибал каше ко-Или некого ШШ

Зоны 5 Собсгьеиио-оро генные Активизаиионно-ороген-ные Синорогенной активизации ■4:,4.4

Первичные - VIII Вторичные - П. N1. IV. VII

Комплекс основания Миогеосинклиналь- НЫЙ. ГГрЦННСКИЙ Предорогенный В то р нч но геос и н кл 11 нал ь-ныП. локально'предоро-■ енный Стабилизированные кале дои иды

Нол юны Внешняя, тыловая Срединно-сводовые (И 1». 111-Л. к. VII Л) Пассивно-магматнче-скис (11 П. IV Д. ь. УМ-|;>

Тип ряда магматических к. Двухрнтмовый Трехритмовый Грехрнтмоный. редуцированный Спорадическое проявление отдельных к.к

Полнота ряда магматических К'. Типовая (рам {М.рис.2,1) Редуцированная за счет фаииального разнообразия проявлений к.к. Типовая (разд.П.2, рис.2.11) Редуцированная за счет как плутонических дак и1 вулканических к.к. Редуцированнаязэ счет поздних вулканических к к Редуцированная за счет различных вулканических к к.

Соотношение проявлений различных фаций глубинности Преобладание покровных фаций Преобладание интрузивных фаз магматических к~к Типовые соотношения всего разнообразия проявлений Преобладание или вулканических «спи плутонических к.к.- 11реобладание плутонических к.к. Плутонические к.к.

Характер покровных образований вулканических К. Осадочно-вулканиче-ский Вулканогенный при преобладании суб-вулканичес^нх вулканогенный с незначительным количеством террмген-кых отложений Осадочно-вулканоген-ный, вулканогенно-- осадочный Вулканогенный при преобладании субвулканических —

Специфика естественного состава порол Типовое проявление (разд.11.1, рис.3,А) Относительно повышенное содержание калия Типовое проявление (разд И-2.рис.З.А) Относительно пониженные содержания .. калия». Повышенная шелочность пород (?а счет калия) Повышенная щелочность пород (за счет калия)

Преобладающие типы МЦКС Вулканогенный (разлЛУ, рис.8) Субвулкано-вулка-ногенный, вулкано-плутоногенный, плу-тоногениыЛ ВулканогенныЙ.вул-кано-плутоногенный яайково-плутоногеи-ныО (paxa.1V,рис.8. „г. 1\ ^ Вулканогенный или плутоногенный Дайково-плутоногснный Плутоногенный

ушисано к печатп 1) 1С 9?.*Заказ 103. Тираж 100. 1ьсм 1,25 п.л.

печатано в типографии ИЧП "Ступени"

Текст научной работыДиссертация по геологии, доктора геолого-минералогических наук, Шарпенок, Людмила Николаевна, Санкт-Петербург

министерство природных ресурсов российской федерации

российская академия наук

всероссийский на у ч fjo-иссд едова тел ьс ki i ¡1 геологический' ипститут имени а.п. карпинского (всегки)

* " llQj

JMr.npattLlx рукописи

а 11

1Л

с

*>7

"УДК 552.11:551.243 (47*57)

закономерности развития орогенного

i! тафрогенногомаг маппма подвижных поясов (на примере казахстана и средней азии)

'пециччьпосто 04.00.Wt — петрология, вулканология

Диссертация на соискание ученой степени Оокни'/нг геологч-минсралогнчсских наук г к форме научного ОоклпОа ////

Самкч-1 1«тербур»

1948

I'aóoia выполнена но Всероссийском научно-исследовательском геологическом пне i ni у le имени А. П. Карпинского (В('КП;И) Министерства природных ресурсов Российской Федерации и Российской Академии наук

Официальные оппоненты : доктор геолого-минералогически.х паук, профессор II.Ф.Шинкарей (СПбГУ)

доктор геолого-минералогических наук, профессор В.С.Попов (МГГА)

доктор геолого-минералогнческих наук, профессор Г.В.Ферштатер (ИГГ УрО РАН)

Нелу тая ор|'ан1паиия: Институт геологии рудных месторождений.

петрографии, минералогии и геохимии (ИГЕМ) РАН

'jamura сосюится2 4 ноября 1498 г. на заседании Диссертационного сонета Л 071 07.02 при ВСНГЕИ по адресу://^*4' I'W106. Санкт-Петербург. Средний пр.. 74.

С диссертацией в виде научного доклада можно ознакомиться во Всероссийской геологической библиотеке при ВСЕП-И.

Диссертация в виде научного доклада разослана 15 октября 1998 г.

РОССИЙСКАЯ государственная библиотека

а 11450 - 9 cl

о

> ченый секретарь Диссертап

доктор гео.того-минерадопг ''tfcaff. Р.Л.Вродскам

I. Введение. Общая характеристика работы

Одним из приоритетных направлений петрологии является исследование магматизма различных геодинамических режимов. В этой связи интереснейшими объектами в научном й практическом отношениях представляются магматические породы, комплексы, формации и их ряды, вулкано-плутонические ассоциации, магматогенные структуры и их системы, возникающие при орогенном и тафрогенном режимах континентальных подвижных поясов (ПП). Естественно, что выявление закономерностей их проявления — необходимое звено в создании целостных представлений об эволюции магматизма в истории Земли. В то же время эти закономерности — основа для решения ряда общетеоретических и практических проблем магматической геологии — определения индикаторных свойств наземных вулканических и сопряженных с ними плутонических комплексов соответствующих режимов, характера взаимосвязи вулканического и плутонического процессов, роли магматогенной тектоники в структурообразовании, причин латеральной и временной изменчивости орогенных и тафрогенных образваний и некоторых других. В прикладном аспекте знание причинно-следственных связей проявления орогенного и тафрогенного магматизма обеспечивает разработку принципов и на их основе создание научно обоснованных схем расчленения и корреляции магматических комплексов, усовершенствование методов их картирования, поисков полезных ископаемых. Последнее особенно важно, поскольку возникающие в процессе развития названных режимов вулкано-плутонические пояса (ВПП) часто представляют собой крупнейшие металлогенические зоны и провинции.

Необходимость и актуальность исследований, результаты которых обобщены в докладе, связаны также с тем, что сложность и многообразие орогенных и тафрогенных магматических образований обусловили сосуществование противоречивых представлений об их тектонической сущности, месте и границах в ПП и, как следствие, к отсутствию единства в интерпретации природы отдельных магматогенных структур, в понимании эволюции соответствующего магматизма в развитии континентов. Известны и детально проанализированы в ряде работ (Н.П.Херасков, 1963; Е.Д.Карпова, 1968; A.A. Моссаковский, 1973; 1975; Л.И. Красный, 1977 и др.) два главных направления во взглядах на происхождение зон, возникающих в режиме, близком к орогенному. Представители одного из них связывают орогенные состояния земной коры с развитием геосинклиналей и интерпретируют их как завершающие стадии развития последовательных подвижных систем полициклических геосинклинально-складчатых поясов, областей. Сторонники этой классической концепции, признавая факт перестройки структурного плана этих систем в процессе ropo- и сводообразования, обосновывают геосинклинальную природу орогенных зон (орогенов) их пространственной и временной свя-. с геосинклиналями и общей эволюционно-гомодромной направленностью магма-чма. Другие исследователи, признавая или отрицая эпигеосинклинальные орогены, : :новывают существование, наряду с геосинклиналями и платформами, особой вне-егеосинклинальной категории подвижных элементов континентальной земной ко- (бластей тектоно-магматической активизации, областей дива-структур, впадин ре. vm. впадин и прогибов восточно-азиатского типа, сводово-глыбовых областей, • оналей и т.д.), имеющих ярко выраженный наложенный характер и проявляющихся .'ым|образом в орогенных формах.

л.единяет представителей этих двух концепций признание большого сходства или - однотипности по-разному интерпретируемых наложенных структур (В.В. Бело-

усов, Е.Д. Карпова, А.Д. Щеглов, Д.В. Рундквист, И.Н. Томсон и др.). В соответствии с этим диссертантом охарактеризован магматизм,свойственный как развитию геосинклинально-складчатых поясов - "позднему этапу" , по Ю.А. Билибину, "собственно орогенной стадии", по В.Е. Хаину, " "позднеорогенному периоду", по А.А. Моссаковскому, так и орогенному режиму областей тектоно-магматической активизации, сводово-глыбовых областей и других структур "третьего типа развития континентальной коры" (В.Л.Масайтис.Ю.Г.Старицкий., 1964; А.Д. Щеглов,1967; Е.Д. Карпова, 1968 и др.) в пределах ПП. Сравнительный анализ различно интерпретируемых структур позволил автору работы рассматривать орогенный магматизм как процесс, свойственный периодам континентального сводообразования и специфически проявляющийся на различных этапах развития ПП.

Представления о тафрогенном режиме и образованных в процессе его проявления зонах (тафрогенах) со свойственным им магматизмом также не однозначны, однако широкое признание получила их трактовка в качестве эпиорогенных явлений, предшествующих переходу подвижных систем к платформенному режиму. Общеизвестна закономерность, заключающаяся в нарушении в конце развития подвижных систем го-модромности состава магматитов. Такое проявление базальтоидов еще Г. Штилле выделил как "финальный симатический вулканизм", Ю.А. Билибин относил к конечному этапу развития подвижных поясов, а В.Е. Хаин впервые (1973) выделил как следующую за орогенной тафрогенную стадию и кратко охарактеризовал ее. В дальнейшем Н.П. Михайловым (1978), а позднее Н.П. Михайловым и автором [29, 34, 50, 56] эти представления были развиты: показана самостоятельность режима, охарактеризованы сопряженные с ним проявления магматизма и структуры; автором работы разработана типизация тафрогенных образований [40, 42, 52, 54, 69].

Цели и задачи исследований. В предлагаемой работе сведены результаты исследований автора, цель которых состояла в том, чтобы на основе детального изучения магматических и магматогеннотектонических образований обозначенных выше режимов в конкретных регионах и анализа материалов по разновозрастным орогенам и тафроге-нам территории бывшего СССР выявить их специфические черты и закономерности становления и эволюции в развитии ПП.

Для достижения поставленной цели решались следующие задачи: 1) изучить состав и строение магматических орогенных и тафрогенных образований (в пределах территории Казахстана и Средней Азии), петрологически обосновать их расчленение на вещественные комплексы, вулкано-плутонические ассоциации, временные ряды (парагене-зисы); 2) выявить пространственные закономерности размещения пород орогенных и тафрогенных магматических комплексов, и вулкано-плутонических ассоциаций, - т.е. реконструировать образованные ими структуры, установить роль эндогенной магматической активности в их формировании и разработать классификацию этих структур; 3) выя-вить минерагеническую специализацию разнотипных магматогенных структур и их роль в рудообразовании и локализации полезных ископаемых; 4) провести анализ и типизацию пространственно-временных рядов (парагенезисов) магматических комплексов и образованных ими магматогенных структур в пределах однотипных орогенов и тафрогенов, разработать комплекс признаков для районирования орогенно-тафроген-ных ВПП; 5) типизировать орогены и тафрогены различных эпох и регионов и выявить закономерности их проявления и эволюции в развитии фанерозойских континентальных ПП.

Фактическая основа и методы исследований. Представленный доклад отражает результаты более чем 30-летних исследований автора разнообразных и разновозрастных (девонских, позднепалеозойских, мезозойских) проявлений орогенного и тафро-генного магматизма на территории Казахстана и Средней Азии. Фактический материал был собран при проведении диссертантом в качестве руководителя (с 1963 г.) геологосъемочных, поисковых, тематических и редакционно-картосоставительских работ. В процессе этих работ получен большой объем новых данных, разносторонне характеризующих изучаемые объекты, и проанализированы результаты предшествующих исследований, отражённые в отчетах, на геологических картах и в публикациях. Закономерности магматизма, выявленные при изучении территории Казахстана и Средней Азии, подкреплены результатами анализа, систематизации и общей корреляции обширного материала по магматизму орогенного и тафрогенного режимов различных ПП бывшей территории СССР.

В основу исследований было положено разномасштабное геолого-псфографическое картирование магматических образований, в том числе кондиционное крупномасштабное, сопровождавшееся формационным анализом, палеореконструкциями, палеотекто-ническими построениями. При этом более детально изучались вулканические и лайковые (гипабиссальных малых интрузий) комплексы, устанавливался .характер их связи с плутоническими. Большое внимание при петро- и геохимических исследованиях уделялось вещественной характеристике всех комплексов, при этом использовались традиционные петрографические приемы и методы многомерного статистического анализа . Особое место в работе занимала реконструкция магматогенных структур как закономерных совокупностей магматических и магматогеннотектонических форм, представляющих собой важнейшую характеристику магматических комплексов и их ассоциаций. Сочетание перечисленных методик позволило осуществить комплексный подход к решению поставленных задач.

Научная новизна работы заключается в следующем: 1) впервые (1966-1971 гг.) магматические образования режимов сводообразования ПП территории Казахстана, а затем и Средней Азии были расчленены на самостоятельные петрологические объекты — вулканические, состоящие из покровных, экструзивно-жерловых и субвулканических образований, самостоятельные дайковые и плутонические комплексы, вулкано-плутонические ассоциации и их ряды. При этом выявлено конституционное строение всех названных магматических подразделений, петрологически обоснованы их объёмы и границы; 2) установлено, что орогенные комплексы являются продуктами дифференциации полигенных магм, образованных при смешении мантийных и коровых; формы и масштабы гибридизма эволюционируют в развитии эрогенного режима; тафрогенные комплексы - сочетания продуктов мантийных и коровых магм с признаками главным образом флюидно-диффузионного гибридизма 3) показано, что строение рядов ороген-но-тафрогенных комплексов отражает две тенденции эволюции магматизма - гомо-дромную, являющуюся результатом породообразующих процессов и обусловливающую сериальный характер изменения свойств магматитов, и антидромную - результат периодически проявляющихся магмогенерирующих процессов, нарушающих сериальный характер изменения этих свойств; 4) обосновано, что обращенные магматогенные центрально-кольцевые структуры (МЦКС) являются основной формой проявления магматизма режимов сводообразования; установлены закономерности формирования и эволюции МЦКС, определены для них термины и понятия, разработана их классификация; 5) обосновано и введено в металлогенический анализ (совместно с

M.M. Василевским, 1977) и позднее развито автором представление о вулканогенно-или магматогенно-рудных центрах, системах (МРЦ, MPC) со свойственными каждому из типов МРЦ, MPC минерагенической специализацией и рудоконтролирующими формами; выявление МЦКС и МРЦ определило новый методический подход к геологическому картированию и поискам полезных ископаемых в пределах орогенных и тафро-гснных зон ПП; 6) выделены и охарактеризованы различные типы рядов орогенных и тафрогенных магматических комплексов со свойственными им МЦКС и на их основе -различные типы орогенов и тафрогенов, установлены пространственно-временные закономерности их проявления, дополняющие представления об эволюционном развитии ПП. На основе выделенных типов рядов и образованных магматическими комплексами МЦКС дано новое районирование Северного Прибалхашья .

В целом доклад представляет собой новое и, пожалуй, первое обобщение по магматизму обстановок континентального сводообразования ПП практически всей территории бывшего СССР, т.е. различных регионов и эпох. В работе на современном уровне развития магматической геологии предпринята попытка решить научную проблему условий возникновения, закономерностей проявления и развития, причин разнообразия состава и структурной реализации, а также минерагенической специфики орогенного и тафрогенного магматизма.

Практическая значимость работ и внедрение результатов. Усовершенствованные в процессе исследований представления о геологическом строении ареалов распространения орогенных и тафрогенных магматитов территории Казахстана и Средней Азии, отражённые в публикациях, отчетах и на крупномасштабных геологических картах и ' схемах различного содержания, в том числе кондиционных, использовались и используются при проведении поисковых и тематических работ, а также при составлении сводных государственных [53, 61-63] и специализированных карт, схем [27, 44-48, 51, 66, 67]. Данные по расчленению и корреляции орогенных и тафрогенных магматических комплексов явились составной частью региональных схем [15, 28, 70] и схем корреляции магматических образований территории СССР [16, 49], а также используются в серийных легендах Госгеолкарты-200 [60]. Разработки, касающиеся методических вопросов расчленения и корреляции этих образований, в частности наземных вулканических и лайковых, освещены в ряде публикаций [28, 33, 58, 65], использованы в Методических рекомендациях [31] и в соответствующих разделах и статьях Петрографического кодекса [71]. Систематизированные признаки изученных диссертантом магматических комплексов использованы для характеристики соответствующих формаций [19, 21-24, 68, 69] и в Таблицах диагностических признаков [31]. Палеореконструкции с выделением МЦКС различных типов, осуществлённые в 60-ых годах в Токрауской впадине Северного Прибалхашья [3, 4, 7, 10-12, 20, 25, 30], привели к существенному изменению представлений о геологическом строений и истории развития конкретного и подобных ему регионов, определили новый методический подход к их геологическому картированию и поискам полезных ископаемых [17, 18, 26, 32]. Предложенный на примере Северного Прибалхашья новый подход к районированию вулкано-плутонических поясов раскрывает их полигенное происхождение и закономерности развития, в связи с чем такое районирование может служить полноценной основой для прогноза поисков полезных ископаемых.

Полученные результаты исследований, в том числе выявленные закономерности раз-нития орогенного и тафрогенного магматизма использованы при составлении или редактировании обобщающих карт и схем различного геологического содержания и объ-

яснительных записок к ним [27, 45-48, 51, 53, 61-63, 67), Атласа палеовулканологических карт СССР [59, 66], в написании томов № 6, кн. 1 - "Казахстан и Средняя Азия" и Лг° .10, кн. 1- "Геологическое строение СССР" многотомной монографии "Геологическое строение СССР и закономерности размещения полезных ископаемых" [35-50].

Практическое значение выполненных исследований для целей геологического картирования заключается в выделении и обосновании возрастного положения ( в том числе при проведении разномасштабных геологических работ) орогенных и тафрогенных магматических комплексов в различных регионах Казахстана и Средней Азии; в установлении их состава, внутреннего строения и фаниального разнообразия, в выявлении разли