МАГМАТОГЕННО-РУДНЫЕ СИСТЕМЫ КОНТИНЕНТАЛЬНЫХ ВУЛКАНО-ПЛУТОНИЧЕСКИХ ПОЯСОВ ПОДВИЖНЫХ ОБЛАСТЕЙ

МЕТАЛЛОГЕНИЯ

УДК 552.11:551.243

Л. Н. ШАРПЕНОК

МАГМАТОГЕННО-РУДНЫЕ СИСТЕМЫ КОНТИНЕНТАЛЬНЫХ ВУЛКАНО-ПЛУТОНИЧЕСКИХ ПОЯСОВ ПОДВИЖНЫХ ОБЛАСТЕЙ

Рассматривается представление об эволюционно-парагенетическом характере связи рудных и магматических образований, отраженное в понятии «магматогенно-рудная система» (МРС): рудная минерализация — конечный продукт формирования не конкретных магматических комплексов, а МРС различных типов в целом. Эволюционное развитие этих систем во многих случаях приводит к их насыщению водно-флюидной фазой, генерирующей при определенных условиях минерально-рудные образования. Характер петрогенезиса структур различных типов определяет состав их возможного оруденения, а специфика формирования каждой из них — его реализацию.

Ключевые слова: континентальные вулкано-плутонические пояса подвижных систем, центрально-кольцевые структуры, магматогенно-рудные системы, оруденение.

The materials revealing the idea of the evolutionary-paragenetic nature of the relationship ore and magmatic formations reflected in the concept of magmatic ore system (MOS) are given. Mineralization is considered as the final product formation not of specific magmatic complexes but of various types of MOS in general. Evolutionary development of these systems in many cases leads to saturation of their ore-forming aqueous fluid phase, under certain conditions generating mineral ore formations. Character of petrogenesis structures of various types determines the composition of possible mineralization and specificity of formation of each of them determines its implementation.

Keywords: continental volcano-plutonic belts of mobile systems, central-ring structures, magmatic-ore system, mineralization.

В настоящее время практически общепризнано представление о том, что континентальные вулка-но-плутонические пояса сводовых этапов развития (орогенный и тафрогенный режимы) подвижных областей — это пространственно-временные совокупности магматогенных центрально-кольцевых структур (МЦКС) обращенного класса различных типов [15]. Возникают эти структуры в результате конструктивных геодинамических процессов [5] — эндогенного диапиризма на фоне сводообразую-щих тектонических напряжений, которые по мере проявления магматизма, опустошения магматических очагов и снижения магматического давления сменяются процессами проседаний и обрушений. Естественно, что размеры и сложность внутреннего строения этих структур и состав образующих их магматитов обусловлены спецификой геодинамики на каждом этапе сводового развития конкретного пояса — глубиной магматических очагов, процессами, участвующими в формировании пород (дифференциации, гибридизма и контаминации при смешении основных и кислых магм), а также ведущей ролью в строении МЦКС различных их элементов, отражающих зрелость сводообразо-вания. По этим признакам структуры могут быть подразделены на вулканогенный, вулкано-плуто-ногенный, дайково-плутоногенный и плутоноген-ный типы [1, 11, 12, 18].

Обращенные МЦКС различных типов обычно совмещаются в пространстве с образованием сложных концентрических или эксцентрических мега-

систем. Установлено, что в наиболее полно проявленных мегасистемах различные типы структур представляют собой дискретный эволюционный ряд от вулканогенного до плутоногенного типов. В этом ряду последовательно усложняется их фаци-ально-фазовое внутреннее строение [5, 10], увеличивается «внедрённость» магматических образований (от преобладания вулканитов покровной фации до преобладания интрузивных пород), направленно изменяется состав пород (от среднего до ультракислого, умереннощелочного) и их структурно-фациальные характеристики вулканитов (от туфов до игниспумитов и лав) и, наконец, уменьшаются относительные размеры магматогенных структур. Дискретно-последовательные изменения перечисленных признаков структур во времени обусловлены соответствующим приближением к поверхности порождающих их магматических очагов и возрастанием зрелости континентальной земной коры — увеличением мощности и снижением её пластичности и проницаемости. В то же время индивидуальные черты каждой структуры находятся в рамках типовых признаков, обусловленных закономерной однотипностью формирующих структуры процессов на различных этапах сводообразования.

В разнотипных МЦКС, являющихся в определённый отрезок времени зонами реализации эндогенной магматической активности, естественно, сосредоточиваются рудоносные и рудогенерирую-щие процессы, что обусловливает приуроченность определенной рудной минерализации к тем или

Региональная геология и металлогения, № 58, 2014

© Л. Н. Шарпенок, 2014

иным магматическим образованиям. Многократно было установлено, например, что редкометалльные месторождения, характеризующиеся тесной связью с процессом грейзенизации, во многих случаях наложены на аляскитовые граниты плутоногенных структур. Поэтому многие годы преобладала точка зрения о рудоносности тех или иных магматических комплексов. Геологи придерживались концепции их генетической связи, располагая при этом рядом убедительных аргументов.

Несомненно, что в свое время исключительная ориентация поисков редкометалльных месторождений на аляскит-граниты сыграла положительную роль. Концепция генетической связи рудной минерализации с магматическими процессами в принципе не допускает исключений, однако исключения, и достаточно существенные, имеют место. На известном вольфрамовом месторождении Верхние Кайракты (Центральный Казахстан) аляскитовые граниты отсутствуют; они не вскрыты бурением до глубины 1200 м. Это противоречит представлениям о вертикальном размахе достаточно интенсивного оруденения штокверкового типа над гранитовыми куполами и позволяет думать, что аляскитовые граниты вообще отсутствуют в пределах этого месторождения. На других месторождениях оруденение оказалось наложенным на грейзенизированные дайки, предшествовавшие этим гранитам (месторождение Тайшек, Казахстан), или даже на более древние плутонические комплексы лейкогранито-вых гранитов (Акчатау, Казахстан; хребет Сарыче-ва, северо-восток России) и гранодиорит-гранитов (Восточный Сихотэ-Алинь и др.). Известны также случаи, когда при принадлежности к одному и тому же комплексу один из массивов рудоносен, а другой нет. Приведенные примеры указывают на то, что становление массивов гранитоидов и формирование редкометалльного оруденения следует рассматривать как последовательные этапы в эволюции глубинного очага, продуцировавшего различные по возрасту магматические образования вулкано-плутонических поясов.

Известны, наконец, примеры связи редкоме-талльного оруденения не только с плутоническими, но и с вулканическими комплексами. Так, на Тунумской вулкано-плутонической рудоносной структуре Охотско-Чукотского вулканического пояса (Н. М. Фролов, В. А. Гурьянов, 1979) установлены два типа минерализации и два импульса рудо-образования: один связывается с заключительными проявлениями вулканической деятельности, второй с гранитоидным магматизмом. При этом рудопро-явления различных минеральных типов образуют единый ряд (от низкотемпературного вулканогенного к среднетемпературному плутоногенному), в котором они связаны между собой, как и члены вулкано-плутонической ассоциации.

Перечисленные примеры вместе с пониманием процессов петрогенезиса и закономерностей развития МЦКС привели к представлению об эволюционно-парагенетическом характере связи рудных и магматических образований. Это представление соответствует существующему понятию «магматогенно-рудная система» (Иванкин, Рабинович, 1971; Константинов, 1984; Рундквист, 1985; Кривцов, 1990 и др.), предполагающему, что рудная минерализация является конечным продуктом формирования не конкретного комплекса, а магматогенно-рудной системы (МРС) или маг-

матогенно-рудного центра (МРЦ), эволюционное развитие которых завершается при определенных условиях для ее насыщения рудогенерирующей водно-флюидной фазой. При таком характере связи объяснима, с одной стороны, предпочтительная сопряжённость (в случае с редкометалльным оруде-нением) рудогенерирующих процессов с аляскит-гранитами как наиболее поздними магматическими проявлениями МРС, с другой — возможность при отсутствии гранитов наложения этих процессов на более ранние магматиты этой системы или даже предшествующей.

МРС или МРЦ следует рассматривать как совокупности генетически или парагенетически взаимосвязанных магматических, магматогенно-тек-тонических, гидротермально-метасоматических, постмагматических, минеральных и рудных образований, объединенных пространственно-временной принадлежностью к МЦКС определенного типа и порождённых процессами развития единого гипоцентра эндогенной активности. Необходимость перехода к выявлению таких центров и систем требует углубленного их изучения, дифференцирования и, наконец, типизации, которая позволила бы различать возможные их типы и разновидности и соответственно прогнозировать их рудоносность.

Что же должно быть положено в основу типизации МЦКС?

Анализ материалов по ряду регионов [9, 11, 14, 15, 17—19] показал, что в общем случае при последовательном закономерно-эволюционном развитии постскладчатого континентального магматизма подвижных областей каждому типу орогенных МЦКС свойственна определённая минерагениче-ская специализация (таблица), что позволило обосновать соответствующие типы МРС (рисунок) — вулканогенный, вулкано-плутоногенный, дайково-плутоногенный и плутоногенный [13—15].

В вулканогенный тип МРС объединены структуры, формировавшиеся в процессе начального сво-дообразования подвижных систем при магмогене-рации на глубине 35—40 км (рисунок, I). Главным их элементом являются овальные (80—150 км) ком-пенсационно-конседиментационные, т. е. вулканогенные мульды, образованные вулканитами щитообразных вулканов центрального типа. С мульдами сопряжены расположенные вдоль дугообразных ослабленных зон немногочисленные экструзивно-жерловые и субвулканические тела. Комагматичные вулканитам гранитоиды обычно обособлены в пространстве и окаймляют мульды по периферии. Роль магматогенной тектоники в строении структур относительно невелика. Состав вулканитов (таблица) колеблется от трахиандезитов — андезитов до трахи-риодацитов — риодацитов, плутонических пород — от монцодиорит-гранодиоритов до монцогранитов.

В формировании этих пород, наряду с кристаллизационной дифференциацией, важную роль играли процессы гибридизма, контаминации, о чем свидетельствуют следующие признаки: присутствие в них диалитов — «капель» переохлажденного бази-тового расплава [7, 8] и гомеогенных включений, автолитов; гетеротакситовое сложение пород, пятнистое распределение минеральных ассоциаций пород и повышенные содержания акцессорных минералов; широкое развитие резорбционных, пойки-литовых, реакционных и регенерационных структур минералов, отражающих субсолидусные реакции в гомогенизирующихся расплавах. Сочетание этих

Главные признаки типовых магматогенно-рудных систем (MPC) континентальных вулкано-плутонических поясов Токрауского и Чаткало-Кураминского регионов

Признаки Типы магматогенно-рудных систем

Вулканогенный Вулкано-плутоногенньш Дайково-плутоногенньш Плутоногенньш

Вулкано-плутонические ассоциации магматических комплексов Трахиандезит-трахириодаци-товая — монцодиорит-мон-цогранитовая Трахидацит-трахириолито-вая — кварцевомонцонит-уме-реннощелочно-гранитовая ± трахиандезиты Трахириодацит-трахириолито-вая — умереннощелочно-гра-нит-порфировая — умеренно-щелочно-лейкогранитовая ± трахиандезиты Трахиандезибазальт-трахириолито-вая — трахидолерит-умеренноще-лочно-гранит-порфировая — габ-бросиенит-аляскитовая

Петрохимиче-ские характеристики пород Si02, % 61-73 63-75 65-77 45-60; 68-76

^щелэ % 6,5-8,5 7,0-9,0 8,5-9,3 4,8-8,5; 7,5-9,5

К20, % 3,5-5,0 4,0-5,5 4,5-5,8 2,8-6,0

Типы вулканических пород Кристаллоигнимбриты, спекшиеся туфы, туфы Спекшиеся туфы, игнимбриты, игниспумиты Игнимбриты, игниспумиты, ла-хариты, лавы Игнимспумиты, лавы, игнимбриты, лахариты

Типы вулканизма и компен-сационно-синвулканических структур Центральный

Форма плутонов, гипабиссаль-ных малых интрузивов Крупные лакколитообразные тела в обрамлении вулканогенных мульд (50—70 х 80— 150 км) Дугообразные лакколиты в пределах мульд-впадин (10— 20 х 30—50 км); серии конических силлобразных тел Дугообразные лакколиты, центральные плутоны (10 х 30 км); серии конических, кольцевых и радиальных даек Центральные плутоны (12 х 15 км) и линейные дайковые пояса с полукольцевыми ответвлениями в обрамлении плутонов

Магматогенно-тектонические условия Обширные (до 70 х 180 км) малоамплитудные сводооб-разования под давлением «всплывающих» очагов (35— 40 км), компенсируемые кон-седиментационными прогибаниями, реже проседаниями Относительно локализованные (до 50 х Ю0 км), но более крутые сводообразования над очагами умеренных глубин (30—35 км), компенсируемые конседиментационными проседаниями Локальные (до 15 х 40 км) крутые куполообразования над относительно малоглубинными (20—30 км) очагами, компенсируемые проседаниями, кальде-рообразными обрушениями Узколокальные (до 15 км в диаметре) надочаговые крутые куполообразования над малоглубинными (< 20 км) очагами, компенсируемые кальдерными и подземными котлообразными проседаниями

Постмагматические изменения Пропилитизация, хлоритиза-ция, эпидотизация, вторичная кварцитизация Окварцевание, калишпатиза-ция, вторичная кварцитизация Окварцевание, серицитизация, калишпатизация Серицитизация, березитизация, кварцево-жильные и кварцево-грейзеновые образования

Минерагеническая специализация Медно-порфировая, молиб-ден-медно-полиметалличе-ская, золото-серебряная; высокоглиноземистое сырье Молибден-медно-порфировая, медно-свинцово-молибдено-вая, золото-серебряная; высокоглиноземистое сырье Молибден-вольфрамовая, мед-но-молибденовая, олово-сере-бряно-полиметаллическая, ни-обий-иттриевая, урановая Вольфрам-оловянная, вольфрам-молибденовая, золото-серебряная, иттербий-иттрий-ниобиевая, флю-оритовая и др.

Схема соотношения магматизма с глубинным строением сводовых областей для МРС различных типов (I — вулканогенный, II — вулкано-плутоногенный, III — дайково-плутоногенный, IV — плутоногенный), по [15]

1 — астеносферные линзы; 2 — участки концентрации базальтового расплава в астеносфере; 3 — базальтовая магма в виде астенолитов и интрузивных тел (а) и коровая магма (б); 4 — внутрикоровые плутонические тела; 5 — вулканические постройки, сложенные породами разного состава (а — среднего—кислого, б — основного); 6 — «гранито-метамор-фический» (у) и «базальтовый» (ß) слои консолидированной коры; 7 — верхняя мантия; 8 — складчатые образования; 9 — граница Мохоровичича

признаков указывает на относительную длительность неравновесных условий кристаллизации, возможную при близких объемах смешивающихся контрастных по составу магм [6, 20], или даже на преобладание базитов, обеспечивающих перегрев кислых расплавов. Минерагеническая специализация МРС этого типа — медно-порфировые, мо-либден-медно-полиметаллические и золото-серебряные оруденения и высокоглиноземистое сырье во вторичных кварцитах.

К вулкано-плутоногенному типу МРС отнесены структуры (60 х 100 км при магмогенерации на глубине около 30 км), представляющие собой сочетание мульд-впадин, достаточно широко развитых экструзивно-жерловых и субвулканических тел вдоль конических, радиальных и кольцевых разломов и массивов гранитоидов, дугообразных по форме, реже образующих центральные плутоны (рисунок, II). Появление конических, кольцевых и радиальных разрывных нарушений в их строении свидетельствует об усилении роли магматогенного куполообразования и компенсирующих кальдеро-образных проседаний в формировании структур этого типа, а состав магматических пород этих структур обычно колеблется для вулканитов от тра-хидацитов до трахириолитов, в том числе высококалиевых, при присутствии в отдельных структурах трахиандезитов и даже трахиандезибазальтов и соответственно от граносиенитов — монцогранитов до умереннощелочных гранитов.

Петрографические признаки пород МРС этого типа позволяют предполагать, что процесс смешения магм [21] уже на ранней стадии гомогенизации расплава прерывается кристаллизацией пород. Ба-зиты этого уровня обычно сохраняют первичный матричный текстурно-структурный облик, реже приобретают такситовое сложение. В то же время в этих породах, наряду с обычными для их состава минеральными ассоциациями, присутствуют вкра-пленники-диакристы кварца, биотит, отмечается калишпатизация андезин-лабрадора. Исследования этих диакристов показали, что они кристаллизовались на ликвидусе кислых расплавов, а затем при смешении магм были захвачены базитовой магмой и оплавлены (В. С. Попов, В. А. Борони-хин, 1981); присутствие биотита и калишпатизация плагиоклаза дополняют картину контаминации ба-зитов. Кислым породам этих структур свойственны умеренная гетерогенность минеральных ассоциаций и слабовыраженное такситовое сложение, но главной их особенностью является обилие (до 10%) гидроксилсодержащих минералов. Обычно это биотит, реже роговая обманка, характерно также повышенное содержание акцессорных минералов — апатита, циркона, сфена, иногда соизмеримых с порфировыми выделениями. Этот факт, а также последовательное возрастание эксплозив-ности вулканитов свидетельствуют об обогащении магмы летучими компонентами (водно-флюидной фазой).

Таким образом, породы этих структур образовывались при смешении базитовой магмы с частично раскристаллизованной кислой при ограниченности взаимодействующих объемов, при слабой гомогенизации расплава и усилении флюидно-диффузи-онного воздействия базитовых магм на кислые, что возможно при некоторой пространственной разобщенности их первичных магматических очагов. Это обусловливает соответствующую условиям породо-

и структурообразования минерагеническую специализацию МРС вулкано-плутоногенного типа, с которыми при типовом их развитии ассоциируют молибден-медно-порфировое, медно-свинцово-мо -либденовое, золото-серебряное оруденения.

МРС дайково-плутоногенного типа (30 х 40 км при магмогенерации на глубине < 30 км) — это небольшие пологие мульды-впадины (рисунок, III), окруженные прерывистыми концентрическими зонами — цепочками конических и кольцевых экс-трузивно-жерловых и субвулканических тел, даек и эллипсовидных интрузивов гранитоидов, иногда образующих и центральные плутоны. С кольцевыми сочетаются также радиальные разрывные нарушения, что в целом свидетельствует о значительной роли магматогенной тектоники в становлении этих структур, в которых преобладают трахириолиты, главным образом игнимбриты и иг-ниспумиты, и умереннощелочные двуполевошпато-вые лейкограниты. Только в отдельных структурах среди ранних фаз отмечаются трахиандезибазаль-ты-трахиандезиты и сиениты. Именно этим спорадически проявленным базальтоидам свойственны такситовое сложение и неравновесное сочетание минералов (пироксен с биотитом), тогда как преобладающие магматиты кислого состава характеризуются предельно высокими содержаниями полевых шпатов (ортоклаза, микроклина), кварца и акцессорных минералов (апатита, циркона, флюорита) и высокой флюидонасыщенностью. Породы такого состава не известны в гранито-гнейсовом слое земной коры, что, учитывая исключительно высокую эксплозивность вулканитов этих структур, позволяет считать, что в их образовании участвовали процессы гибридизма. Однако в этом случае контаминация кислых расплавов происходила главным образом под воздействием легкоподвижных и летучих компонентов, отделявшихся от более глубоких очагов базитовой магмы. Такой синтексис определен как флюидно-диффузионный (Г. Л. Добрецов, Н. Л. Добрецов, 1974, 1981), который объясняет проявление молибден-вольфрамовой, медно-мо-либденовой, олово-серебряно-полиметаллической, ниобий-иттриевой и урановой минерализации в МРС дайково-плутоногенного типа.

В МРС плутоногенного типа (рисунок, IV), формирующихся в условиях смены собственно сводового режима сводово-рифтогенным (тафрогенным) [3, 4, 14—16, 19], роль покровных вулканических образований незначительна — это небольшие (первые километры в диаметре при генерации магмы на глубине около 20 км) впадины в виде кальдер. Главные элементы этих структур — изометричные гранитовые плутоны в сочетании с дайковыми, субвулканическими и экструзивно-жерловыми образованиями. Все они приурочены к сложной системе кольцевых и полукольцевых расколов, приводящих на глубине к многоступенчатым котлообразным депрессиям — впадинам, игравшим, вероятно, важную роль в возникновении камерного пространства для центральных плутонов (механизм «обмена местом», по А. В. Авдееву, 1965). Типичные для этих структур трахириолиты, обычно перемежающиеся с трахиандезибазальта-ми, трахидолериты — умереннощелочные гранит-порфиры, а также аляскиты (иногда в сочетании с монцогаббро) создают контрастно-бимодальную ассоциацию. Судя по петрографическим признакам пород, в магмогенерирующих процессах насту-

пил качественный скачок. В породах практически отсутствуют признаки непосредственного смешения базитовых и кислых расплавов, что позволяет предполагать значительную пространственную разобщенность их источников. В то же время ряд вещественно-структурных признаков этих пород свидетельствует об активном флюидно-диффузи-онном взаимодействии контрастных по составу магм. Возможно, именно это взаимодействие приводит к некоторому обогащению исходных базитов кремнекислотой (преобладают породы с содержанием SiO2 > 51%), а кислых — легкоподвижными некогерентными летучими компонентами [15]. Этот тип синтексиса, как видно, обусловливает появление неизвестных в сиалической протокоре умереннощелочно- и щелочно-салических пород, в том числе литиевослюдистых. В этих породах отмечаются высокие содержания щелочных полевых шпатов, в том числе микроклин-пертита; щелочные темноцветные минералы при преобладании среди темноцветных биотита; высокие содержания акцессорных минералов. Кроме того, в породах отмечаются предельные для кислых магматитов суммарная и калиевая щелочность и пантеллеритовая тенденция в развитии серий пород, исключительно высокая насыщенность летучими компонентами, проявляющаяся в преобладании среди вулканитов игнимбритов и игниспумитов и в развитии кварц-грейзеновых зон в аляскитовых плутонах.

Сводово-рифтогенному магматизму свойствен, в отличие от сводового, преимущественно флюид-но-диффузионный механизм синтексиса пространственно разобщенных магматических очагов [15]. Поэтому для МРС плутоногенного типа характерны магмо-флюидогенные брекчии, кварц-грейзеновые и пегматитовые образования и вольфрам-оловянная, вольфрам-молибденовая, золото-серебряная, иттербий-иттрий-ниобиевая, флюоритовая и другая минерализация.

Характеристика МРС различных типов свидетельствует о том, что пульсационно-ритмическое проявление континентального сводового магматизма подвижных систем со сменой в каждом из ритмов импульсов начального относительного растяжения последовательно нарастающим сжатием обусловливает кратковременность зарождения полигенных магм и достаточно длительную их эволюцию в результате гомогенизации и кристаллизационной дифференциации магматических расплавов. Формирование относительно непрерывных и в целом гомодромных петрогенетических серий сводовых пород-комплексов сопровождается при нарастающем сжатии ростом «внедренности» магматических пород — сменой покровных вулканических фаций субвулканическими и затем плутоническими. Дискретно-направленное изменение геодинамического режима во времени — усиление роли начального относительного растяжения и ослабление роли пластической деформации — определяет специфику проявления каждого его ритма и сопровождающего его магматизма.

На начальных этапах развития сводового режима подвижных систем при наиболее прогретой, пластичной и слабопроницаемой земной коре сближенности в магматической колонне мантийного и корового магматических очагов и максимальных для этого режима условий сжатия благоприятствуют смешению значительных объемов мантийного и корового вещества и становлению магматических

пород с разнообразными признаками гибридизма. Последующие ритмы сводового магматизма отражают эволюцию ряда явлений, обусловленных нарастанием напряжений сжатия. С одной стороны, в связи с уплотнением подкоровой части мантии сокращается объем астеносферных линз и углубляются мантийные очаги, с другой — кора охлаждается и увеличивается ее жёсткость. В свою очередь это приводит к расширению в пространстве и «всплы-ванию» корового магматического фронта в области приповерхностных растяжений орогенных сводов (Э. П. Изох, 1958) и к выплавлению все более низкотемпературных магм. При этом происходят разобщение, поляризация в вертикальной магматической колонне мантийных и коровых очагов и изменение характера гибридизма. С каждым последующим ритмом магматизма объемы непосредственного массообмена между мантийными и ко-ровыми расплавами уменьшаются и одновременно увеличивается роль в магмообразовании флоидно-диффузионных форм гибридизма и водно-флюидного режима в целом.

Эволюция сводового режима — усиление на каждом последующем его этапе роли начальных напряжений растяжения, сменяющихся нарастающим сжатием, — приводит к качественному его изменению, к появлению сводово-рифтогенного режима [12, 15, 19], которому, в отличие от сводового, напряжения растяжения столь же свойственны, как и сжатия, часто перемежающиеся во времени. Смена динамики развития подвижных систем сопровождается прогрессирующим разобщением в вертикальной магматической колонне мантийных и коровых очагов. Первые продолжают углубляться в более высокотемпературные области, вторые «всплывают» в относительно охлажденные и жесткие слои земной коры, сохраняющие некоторую пластичность лишь в надочаговых куполах орогенных сводов. Все это обусловливает на сводово-рифтогенной стадии развития подвижных систем сочетание, перемежаемость сопряженного с растяжениями пассивно-рифтогенного грабено-образования, сопровождаемого шошонит-монцо-нитовым магматизмом, с остаточным надочаговым куполообразованием и сопряженным с ним уме-реннощелочно-кремнекислым коровым магматизмом. Значительная разобщенность в пространстве магматических очагов практически исключает возможность непосредственного глубинного смешения расплавов, создавая, однако, благоприятные условия для проявления флюидно-диффузионных форм гибридизма. В результате проявления качественно новых явлений сводово-рифтогенные вулканические, дайковые (гипабиссальных малых интрузий) и плутонические комплексы образуют закономерно-прерывистые совокупности контрастных по составу магматических пород — производных селективных базитовых выплавок и палингенно-анатектических коровых магм, подверженных лишь флюидно-диффузионной контаминации. Последовательные проявления каждого из двух магматических источников представляют собой в целом гомодромные петрогенетические серии пород, сформированные при дифференциации соответствующих магматических очагов. Однако значительная роль флюидно-диффузионного ги-бридизма, главным образом коровых расплавов, в какой-то мере сближает по некоторым признакам породы различного происхождения.

Зависимость особенностей МЦКС различных типов и соответствующих им МРЦ от глубинности магматического очага и условий магмогенерации, особенно от характера синтексиса, распространяется на их металлогеническую специализацию. Однако специализация МРЦ предопределяет их потенциальную рудоносность, а реальная рудоносность, как следует из анализа материалов по Казахстану, Средней Азии и по ряду других регионов [2, 11, 14, 17, 18], свойственна главным образом тем МРЦ, в которых наблюдаются некоторые отклонения от типового развития. Эти способствующие, вероятно, процессам рудогенеза отклонения могут проявляться в неполноте ВПА или отдельных комплексов, в изменении фациально-фазовых соотношений пород в комплексах, в нарушении гомодромного развития серий пород, в проявлении базитов синхронно с кислыми породами, в повышенном содержании водно-флюидной фазы, в пограничном положении МРЦ и т. д. Кроме того, по данным В. Г. Ванштейна, Ю. Б. Марина, Т. Т. Скублова (1981), рудоносные комплексы отличаются нестандартным поведением отдельных элементов. Эта специфика зарождения рудоносных МРС, наряду с установленной концентрической или эксцентрической зональностью рудной минерализации при совмещении МРС различных типов (Р. Б. Умитба-ев, 1971, 1973 и др.; В. И. Сухов, 1968, 1979 и др.; Н. П. Лаверов и др., 1972); [2, 11, 14, 17], а также выявление рудоконтролирующей роли круговых, кольцевых и радиальных структурных элементов (В. А. Невский, 1973, 1975), [11, 14, 15, 17, 18] свидетельствуют о том, что формирование МРС различных типов — важнейшая закономерность проявления сводового и в определенной мере сводо-во-рифтогенного магматизма, что имеет важнейшее практическое значение.

1. Арапов В.А., Коржаев В.П., Михайлов В.В. Типы вулканических структур Чаткало-Кураминского региона и их роль в размещении эндогенного оруденения // Особенности геологии и металлогении активизированных зон Тянь-Шаня. — Ташкент, 1976.

2. Василевский М.М. Вулканогенно-рудные пояса и центры // Прогнозная оценка рудоносности вулканогенных формаций. — М.: Недра, 1977. — С. 86—95.

3. Михайлов Н.П., Шарпенок Л.Н. Специфика магматизма тафрогенеза как разновидности рифтогенеза // Сов. геология. 1978. № 3. - С. 43-53.

4. Михайлов Н.П., Шарпенок Л.Н. Тафрогенез и таф-рогенные магматические формации в тектоно-магмати-ческом развитии геосинклинально-складчатых систем // Магматические и метаморфические формации в истории Земли. — Новосибирск: Наука, 1986. — С. 82-93.

5. Петров О.В. Тектоника и металлогения Северной и Центральной Евразии на основе анализа новых международных карт масштаба 1 : 2 500 000 // Регион. геология и металлогения. 2009. № 37. — С. 4—15.

6. Плечов П.Ю., Фомин И.С., Мельник О.Э., Горохова Н.В. Эволюция состава расплава при внедрении базальтов в кислый магматический очаг // Вестник МГУ. Серия IV, геол. 2008. № 4. — С. 247—257.

7. Фролова Т.И. Гомодромная и антидромная последовательность магматизма и земная кора // Вестн. МГУ. Серия геол. 1991. № 1. — С. 3—20.

8. Фролова Т.И., Бурикова И.А. Магматические формации современных геотектонических обстановок. — М.: Изд-во МГУ, 1997. — 320 с.

9. Хамрабаев И.Х., Далимов Т.Н. и др. Магматические формации и фации Узбекистана. — Ташкент: ФАН, 1977.

10. Шарпенок Л.Н. Общие закономерности развития орогенного магматизма Центрального Казахстана и эволюция центрально-кольцевых структур // Магматические и метаморфические комплексы Казахстана. Ч. 1. — Алма-Ата: Наука, 1976. - С. 42-47.

11. Шарпенок Л.Н. Магматогенно-кольцевые структуры. - Л.: Недра, 1979. - 231 с.

12. Шарпенок Л.Н. Магматогенные центрально-кольцевые структуры (термины, генезис, типизация) // Вулканизм и формирование полезных ископаемых в подвижных областях Земли. - Тбилиси: Мецниереба, 1987. -С. 31-39.

13. Шарпенок Л.Н. Вулканогенно-рудные центры континентальных вулканических поясов. // Вулканизм и металлогения Средней Азии: Труды VII Всесоюз. палео-вулкан. совещания. - Ташкент, 1988. - С. 101-108.

14. Шарпенок Л. Н. Закономерности орогенного и таф-рогенного магматизма подвижных поясов территории СССР // Кристаллическая кора в пространстве и во времени. Магматизм: Сб. докл. сов. геологов к 28-му МГК. -М.: Наука, 1989. - С. 150-157.

15. Шарпенок Л.Н. Закономерности развития ороген-ного и тафрогенного магматизма подвижных поясов (на примере Казахстана и Средней Азии). - СПб., 1998. -68 с.

16. Шарпенок Л.Н. Тафрогенез // Планета Земля: Эн-циклопед. справ.: в 4-х т. Т. 1: Тектоника и геодинамика / ред. Л.И. Красный, О.В. Петров, Б.А. Блюман. — СПб.: Изд-во ВСЕГЕИ, 2004. - С. 614.

17. Шарпенок Л.Н., Василевский М.М. Джунгаро-Бал-хашский вулканогенно-рудный пояс // Прогнозная оценка рудоносности вулканогенных формаций. — М.: Недра, 1977. — С. 193—213.

18. Шарпенок Л.Н., Василевский М.М. Каледониды Северного Казахстана и Чингиз-Тарбагатайский вулка-ногенно-рудный пояс // Прогнозная оценка рудонос-ности вулканогенных формаций. — М.: Недра, 1977. — С. 214—222.

19. Шарпенок Л.Н., Кухаренко Е.А., Костин А.Е., Хур-так И.В. Положение базальтоидных комплексов в позд-непалеозойских разрезах орогенных и тафрогенных вулканитов Чаткало-Кураминского региона и Юго-Западного Гиссара // Итоги НИР ВСЕГЕИ. — Л., 1990. — С. 52—56.

20. Bacon C.R. Magmatic inclusions in silicic and intermediate volcanic rocks // J. Geophys. Res. 1986. Vol. 91. N 6. — P. 6091—6112.

21. Huber C. et al. Thermo-mechanical reactivation of locked crystal mushes: Melting-induced internal fracturing and assimilation processes in magmas // Earth Planet. Sci. Lett. (2011), doi:10.1016/j.epsl.2011.02.022.

Шарпенок Людмила Николаевна — доктор геол.-минер. наук, гл. науч. сотрудник, ВСЕГЕИ. <Lyudmila_Sharpenok@ vsegei.ru>.