Закономерности развития орогенного и тафрогенного магматизма подвижных поясов: На примере Казахстана и Средней Азии тема диссертации и автореферата по ВАК РФ 04.00.08, доктор геолого-минералогических наук в форме науч. докл. Шарпенок, Людмила Николаевна

• Шарпенок, Людмила Николаевна
• доктор геолого-минералогических наук в форме науч. докл.
• 1998

Оглавление диссертации доктор геолого-минералогических наук в форме науч. докл. Шарпенок, Людмила Николаевна

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. Белоусов, 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 объяснительных 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 различий между последовательными комплексами и комплексами, принадлежащими к разнотипным формационным рядам, в разработке принципов и методики их расчленения и корреляции. Для целей металлогенического анализа и прогноза на различные полезные ископаемые значение работы сводится к установлению закономерностей образования орогенных и тафрогенных комплексов и их размещения в МЦКС и их системах, а вулкано-плутонических поясах; к установлению минерагенической специализации МРЦ различных типов, и перспективности ряда зон распространения орогенных и тафрогенных магматитов в Казахстане и Средней Азии на некоторые виды полезных ископаемых и к проведению поисковых работ; к выявлению различных типов орогенов и тафрогенов.

Апробация результатов исследований. Основные теоретические выводы исследований и положения прикладного и методического характера были доложены и вынесены на обсуждение заседаний Научно-технического совета ПГО "Центрказгеология" (1965, 1967, 1970); Симпозиума по вулкано-плутоническим формациям и их рудонос-ности (Алма-Ата, 1966); Первой Республиканской научно-теоретической конференции молодых геологов КазССР (Алма-Ата, 1968); I, III, V, VII Всесоюзных палеовулканоло-генических симпозиумов (Москва, 1973; Новосибирск, 1977; Черкассы, 1981; Ташкент, 1986); Региональных петрографических совещаний — II, III, IV Казахстанских (Балхаш, 1973; Усть-Каменогорск, 1984; Караганда, 1988), IV и V Среднеазиатских (Ташкент, 1983; Ленинабад, 1988), IV— по Кавказу, Крыму, Карпатам (Нахичевань, 1983), IV — Дальневосточного (Южно-Сахалинск, 1988), IV— Северо-Восточного (Магадан, 1988); VI, VII Всесоюзного и I Всероссийского петрографических совещаний (Ленинград, 1981; Новосибирск, 1986; Уфа, 1995); Юбилейной сессии Казахстанской экспедиции МГУ (Москва, 1975); Всесоюзного симпозиума "Глубинное строение, магматизм и металлогения Тихоокеанских вулканических поясов" (Владивосток, 1976); V и VI Всесоюзных вулканологических совещаний (Тбилиси, 1980; Петропавловск-Камчатский, 1985); Среднеазиатского тектонического совещания (Душанбе, ¡981); X Всесоюзного металлогенического совещания (Алма-Ата, 1983); III Казахстанского стратиграфического совещания (Алма-Ата, 1986); Школы-Семинара "Расчленение и корреляция магматических комплексов" (Алма-Ата, 1986); научной сессии Межведомственного петрографического комитета (Москва, 1989); 28 и 29 сессий МГК (Вашингтон, 1989; Киото. 1992); Международного пермского конгресса (Пермь, 1991); заседаний Межведомственной группы по решению проблем стратиграфии верхнего палеозоя Прибалхашско-Илийского вулканогенного пояса (1989-1991); сессии Ученого совета ВСЕГЕИ (1995).

Публикации. Результаты исследований автора отражены в 71 публикации (в том числе в ! персональной и 7 коллективных' монографиях), в 20 производственных геологосъемочных и научно-тематических отчетах, в региональных и межрегиональных корреляционных схемах, в картах различного содержания и различных масштабов.

Формированию взглядов, представлений автора содействовала постоянная возможность консультироваться по затрагиваемым в работе проблемам с наставниками и коллегами — специалистами в области магматической и региональной геологии. С глубокой признательностью вспоминаю сотрудничество с B.C. Коптевым-Дворниковым, М.В. Тащининой, E.H. Горецкой. Искренне благодарю за руководство и поддержку в работе Т.В. Перекалину, Н.П. Михайлова, В.Н. Москалеву, В.Я. Кошкина. Выполнению работы в значительной мере содействовали консультации, советы со стороны Л.В.Авдеева, H.A. Афоничева, М.М.Василевского, Н.Г.Власова, Г.Ф. Ляпичева,

B.Л. Масайтиса, A.C. Остроумовой, В.К. Ротмана, H.A. Румянцевой, а также обсуждение многих вопросов с М.К. Бахтеевым, Т.Н. Далимовым, В.И. Дроновым,

C.В.Ефремовой, М.Е. Запрометовым, В.Н.Зелепугиным, Б.С. Зейликом, В.П. Коржаевым, A.M. Курчавовым, Ю.И.Лялиным, Б. А. Марковским, В.Л.Масайтисом, Т.М. Мацокиной, В.А. Павловым, Я.М. Рафиковым, В.М. Стебловой, Е.Р. Семеновой-Тян-Шанской, Э.Ю. Сейтмуратовой, Э.С. Чернером, М.Н. Щербаковой, З.А. Юдалевичем и многими другими.

Весьма плодотворной была совместная работа в разные годы с В.Н. Копыловым, A.M. Тарасенковым, Н.В. Скубловой, Г.Т. Скубловым, М.И. Литваком, О.Г. Кангро, Е.А. Кухаренко, А.Е. Костиным, И.В. Хуртаком. Графические материалы к докладу оформлены Г.Ф. Управителевой. Всем названным лицам автор приносит свою искреннюю благодарность.

Основные защищаемые положения.

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

2. Орогенные петрогенетические серии, возникают при дифференциации полигенных магм, образованных при смешении мантийных и коровых; масштабы и формы гибридизма в эволюции орогенного режима направленно изменяются от непосредственного смешивания расплавов для ранних комплексов до преобладания флюидно-диффузионного их взаимодействия - для поздних. Тафрогенные петрогенетические серии базитов и кремнекислых магматитов образуются при слабо выраженной дифференциации мантийных выплавок и коровых магм, подверженных главным образом флюид-но-диффузионному гибридизму.

3 Строение рядов орогенных-тафрогенных комплексов отражает две тенденции в эволюции магматизма режимов сводообразования в ПП - гомодромную и антидромную. Гомодромная - результат направленно изменяющихся условий магмогенерации и проявления кристаллизационной дифференциайции расплавов , обусловливающих сериальный характер изменения свойств магматитов; антидромная - результат периодического возобновления магмогенерирующих процессов (плавления субстратов, гибри

П коллективных монографиях автору принадлежат главным образом разделы, касающиеся предорогенных. орогенных и тафрогенных магматических комплексов, их рудоносностн. МЦКС и МРЦ дизма), обусловливающего скачкообразную смену всех свойств магматитов последовательных магматических комплексов.

4.0бращенные магматогенные центрально-кольцевые структуры (МЦКС) являются основной формой проявления магматизма сводообразования. Выделенные и охарактеризованные типы этих МЦКС ( вулканогенный, вулкано-плутоногенный, дайково-плутоногенный и плутоногенный) и соответствующие им типы магматогенно-рудных центров со свойственной каждому из них минерагенической специализацией отражают последовательное сближение уровней вулкан-очаг в развитии орогенно-тафрогенных сводов. Тафрогенный режим, сочетающий остаточное куполообразование с приповерхностными растяжениями, раскалываниями куполов, сводов, обусловливает сосуществование МЦКС с линейными структурами - грабенами, лайковыми поясами.

5. Выделенные на основе специфики магматизма и магматогенного структурообра-зования последовательные три типа орогенов и сменяющих их тафрогенов (первичных, вторичных, остаточных) представляют собой эволюционный ряд гомологических образований, свойственных различным этапам- развития ПП. Направленное изменение характерных особенностей последовательных типов орогенов и тафрогенов в сочетании с возрастанием относительной роли этих образований в развитии подвижных поясов отражают эволюционные тенденции развития земной коры. Они заключаются в увеличении её мощности и консолидированности, приводящих к разобщению, поляризации в магматической колонне очагов корового и мантийного происхождения, к усилению контрастности магматизма и к вытеснению коровых магматических проявлений мантийными.

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

Орогенные и тафрогенные магматические образования подвижных поясов (ПП) территории Казахстана и Средней Азии развиты широко и имеют различный возраст — девонский, позднепалеозойскйй и позднемезозойский. Порожденные соответствующими режимами эпох континентального сводообразования в развитии ПП, они обладают рядом общих черт и в то же время значительными различиями, отраженными в составе и строении магматических комплексов и их рядов, в характере связи вулканических и плутонических пород, в сложности образованных ими структур и в некоторых других их признаках.

Многолетнее с различной детальностью изучение проявлений магматизма Прибал-хашско-Илийского [1-3, 6-10, 12, 14, 15, 17, 20, 28, 70] и Девонского [13, 18, 22-24] поясов Казахстана, Бельтау-Кураминского Срединного Тянь-Шаня [25, 49, 54, 68, 69], наложенных впадин хребтов Терскей Алатау и Киргизского [25], Южного Гиссара [25, 53, 54, 61-63] и юго-восточного Памира [25, 29, 53, 61], и сравнительный анализ этих проявлений при проведении обобщающих исследований [29, 34-37, 40-43, 46-54,.59, 61-63, 66, 68, 69] позволили автору подразделить их на две основные группы. К одной из них. условно названной по одному из регионов развития Южно-Гиссарским типом, отнесены орогенные и тафрогенные образования относительно кратковременного развития н простого строения Девонского пояса, Жарма-Калбинской, Баканасской и Илий-ской зон Казахстана, Южного Гиссара, Юго-Восточного Памира и др.В другую группу (Токрауский тип) объединены сложно построенные и длительно развивавшиеся ассоциации позднепалеозойских магматитов Гокрауской и Котанэмельской впадин Прибал-хашско-Илийского пояса, Рудного Алтая и Чаткало-Кураминского региона Бельтау-Кураминского пояса. В докладе приведено описание типовых орогеннмх и тафрогенных раминского пояса. В докладе приведено описание типовых орогемных и тафрогенных образований этих групп - Южного Гиссара (I группа) и Токрауской впадины Северного Прибалхашья (II группа) и в сравнительном аспекте приведены характеристики других их представителей. 1. Южно-Гиссарский тип

Южный Гиссар — один из немногих районов Средней Азии, для которого орогенный режим и одноименная стадия развития ПП признавались практически всеми исследователями. Этот регион является составной частью Гиссаро-Северопамирской подвижной системы (ПС) Средиземноморского пояса, развивавшейся по эвгеосинклинальному типу с раннего карбона на протоплатформенном основании. Детальное изучение ороген-ных, лючобских магматитов проводилось в 50-ые (E.H. Горецкая, Н.К. Морозенко, СЛ. Лесков и др.) и 60-ые годы (Т.А. Сикстель, С.И. Щукин, Е.А. Космынин и др.) и свершилось монографией Р.Б. Баратова, E.H. Горецкой, С.И. Щукина "Дацит-липари-говая формация Южного Гиссара" (1973). В работе рассмотрена обстановка проявления вулканогенных образований различных фаций глубинности, покровные вулканиты лю-чобской свиты подразделены на толщи, даны петрографическая и петрохимическая характеристики пород и сведения о распределении в породах некоторых элементов-примесей. Возраст лючобских вулканитов условно принят как Р| на основании их налегания на фаунистически охарактеризованные позднекаменноугольные отложения и перекрытия красноцветной молассой (ханакинская свита), датированной Р2-Т1 по отпечаткам флоры. В последующие 80-ые годы (Л.М. Гопфауф и др., 1982; В.М. Стеблова и др. 1984; Л.Н. Шарпенок и др., 1986, 1989) представления о пермо-раннетриасовой истории развития Южного Гиссара были дополнены й частично изменены. В частности, В.М. Стебловой с соавторами толщам "дацит-липаритовой формации" был придан ранг свит, объединенных в лючобскую серию; вновь выделенная ангорисайская свита контрастных по составу вулканитов (ранее трахиандезитовая толща, условно отнесенная к дацит-липаритовой формации) на основании главным образом сходства ее базитов с осгроводужными шошонитами интерпретирована как доорогенная; все вулканические свиты региона получили дополнительную вещественную характеристику. Нашими исследованиями были внесены следующие основные дополнения и изменения: пермские-раннетриасовые образования подразделены на вулканические, вулканогенно-осадочные и плутонические комплексы, получившие дополнительную вещественную характеристику, реконструированы магматогенные структуры, уточнена роль вулканитов в составе красноцветной молассы (Р2-Т,), обосновано положение в развитии региона контрастно—бимодальной вулкано-плутонической ассоциации, уточнены ее состав и строение. Это позволило разработать новую схему расчленения и корреляции магматитов, обосновать существование в указанное время не только орогенного, но и тафрогенного режима со свойственными каждому из них специфическими рядами магматических комплексов и типами магматогенных структур. В соответствии с этим постгеосинклиналь-ное развитие Южного Гиссара представляется автору доклада следующим образом [25, 53,54.61-63].

Дифференцированные поднятия позднегеосинклинального (инверсионного) режима привели практически к полному замыканию флишевых и флишево-молассовых прогибов. а охватившее регион с ранней перми орогенное многокуполъное сводообразование обусловило проявление наземного вулканизма и сопряженного с ним плутонизма. В результате этих процессов постгеосинклинальные магматические образования оказались

РОССИЙСКАЯ

4 государственна локализованными (рис. 1) в пространственно разобщенных полого-овальн^^лудах^д впадинах (10x7 км). Эти структуры, возникшие, как правило, на месте центров орогенно-го магматизма отчетливо дискордантны по отношению к складчато-синклинальным формам, но тяготеют к их внутренним зонам.

Эрогенный временной ряд магматических комплексов Южного Гиссара образован андезмт-риодацитовым и дациандезит-риолитовым вулканическими и гранодиорит-лейкогранитовым плутоническим, ассоциирующим с поздним вулканическим (рис. 2).

Первый вулканический комплекс (Р|?), развитый в большинстве мульд-впадин региона, и только в покровной фации, — это двухфазный в целом гомодромный ряд пород. Ранняя фаза комплекса (в составе нижней осадочно-вулканогенной толщи) - гру-бообломочные туфы, туффиты, реже.кластолавы и лавы, последовательно изменяющиеся по составу от андезитов до риодацитов при преобладании андезитоидов; поздняя фаза, которой практически соответствует вторая толща стратифицированных вулканитов, — грубофьяммовые игнимбриты дацитового-риолитового составов при преобладании риодацитов. Мощность покровных вулканических образований составляет 4001000 м.

Андезиты комплекса— сериально-порфировые или гетеро-порфирокластические породы соответственно с вкрапленниками (10-30% породы) или кристаллокластами зонального плагиоклаза (до 70% вкрапленников), авгита, роговой обманки, биотита, акцессорных магнетита, циркона; риодациты — базоквариевые игнимбриты с кристаллокластами (до 15% породы) главным образом кислого плагиоклаза, реже калинатрово-го полевого шпата, изредка биотита и кварца. Петрохимической особенностью этого вулканического комплекса (рис. 3, А) является широкий диапазон составов пород по содержанию как кремнекислоты (моды андезитоидов — 58-59 и 62-63, риодацитов — 70-71 вес.% БЮг), так и щелочей (4.5-7.5 вес.% Ыа^О+КгО) и по соотношениям последних. При в целом калиево-натриевом типе щелочности пород (Ыа20/К20= 1,13-^-0,66) в андезитах отмечается слабое преобладание Ыа над К, а в риодацитах К над отдельные разновидности последних приближаются к калиевому типу; общая щелочность, особенно калиевость вулканитов повышается с ростом кремнекислотности при падении их титанистости. На классификационной диаграмме (№20+К.20)-8Ю2 тренд составов пород комплекса расположен в поле пород нормального ряда, на диаграмме КЮ-БЮ; тренд занимает диагональное положение в области нормально-калиевых и частично высоко-калиевых магматитов известково-щелочной серии.

Магматические проявления второго этапа орогенного сводообразования Южного Гиссара объединены в вулкано-плутоническую ассоциацию (Р2?), состоящую из даци-андезит-риолитового и гранодиорит-лейкогранитового (диамаликского) комплексов. Второй орогенный вулканический комплекс, включающий, в отличие от первого, покровные, экструзивные и субвулканические образования, имеет, как и первый двухфазное строение. Первая фаза в покровной фации — это дациандезитовые, дацитовые, редко риодацитовые гетерокластические туфы, автомагматические брекчии, игнимбриты; вторая фаза — риолитовые, риодацитовые, трахириолитовые, трахириодацитовые игнимбриты, иногда игниспумиты. Общая мощность покровных вулканитов комплекса 500-2000 м. Экструзивные.и субвулканические гранодиорит-, гранит-порфиры и рио-литы (иногда невадитовые) образуют редкие небольшие штоки, силлообразные, кольцевые и конические тела, тяготеющие к соответствующим по форме трещинам внутри вулканических мульд или в обрамлении комагматичных интрузивов. Часть даек этих полей (гранодиорит-, гранит-порфиры), вероятно, принадлежат к позднепермскому дашкшлезит-риолитовому комплексу. Комагматичные вулканиты и сходные с ними по вещественным признакам сериально-порфировые до невадиговых гранодиорит-, гранит-порфиры и порфировидные гранодиориты, фаниты слагают крупный (10x5 км) массив (рис.1) и ряд мелких штоков и дайкообразных тел. Массив, соизмеримый по плошали с вулканическими мульдами, и более мелкие тела гранитоидов обнажены в наиболее эродированной, реликтовой вулканической мульде (северо-восточная часть описываемой территории), в "прикорневой" зоне вулканической постройки.

Сослан пород позднепермской вулкано-плутонической ассоциации определяется со-нокмшосгями следующих минералов; зонального плагиоклаза, биотита, кварца, иногда аш ига для дацйандезнтов, гранодиоритов— ранних фаз вулканического и плутонического комплексов и обильного (до 70% вкрапленников) кварца, калиевого полевого пшата, кислого плагиоклаза, изредка биотита — для риолитов, гранитов поздних фаз. В целом комплексы этой ассоциации представляют собой ряды пород с последовательным 1 омодромным изменением их состава (63-75% БЮл) и модами в областях 64-67 для дацнандезитов и 74-75% 8Юз для риолитов с нарастанием их суммарной щелочности |.6-8%\:а;0+К20) и калиевости (Ыа:0 К20=0,95-^0,68). Все породы комплекса относятся к нормальному петрохимическому ряду и принадлежат к высококалиевым разновидностям магматитов известково-щелочной серии (рис.ЗА).

Главной закономерностью орогенного магматизма региона является ритмичное его проявление и формирование в соответствии с этим двух в целом однотипно построенных серий пород - вулканических и плутонических комплексов. Комплексы подразделяются на магматические фазы, отражающие прерывистость магматического процесса, однако в целом они характеризуются упорядоченным изменением структурно-вещественных признаков пород. Сериально-гомодромное их строение и генетическая связь пород серий иллюстрируется трендами составов магматитов на бинарных диаграммах /рис. З.А). а также направленным изменением ряда других параметров: группировкой пород каждого комплекса вдоль одной прямой линии (рис. 3, С), отражающей эволюционный ход развития единой магматической системы на диаграмме (кристалли-¡анионный индекс Полдерваарта-показатель степени магматической дифференциации); кчпффициентами фракционирования (Кф), равными 53-94 и 73-96 для пород соответственно раннего и поздних комплексов; положительной корреляцией с кремнекислотой КЬ. К. 1л. Эп, и и отрицательной Сг, Со, №, V (В.М. Стеблова и др., 1984), также отражающими эволюцию дифференциации материнских расплавов на микроэлементном \ ровне.

Таким образом, орогенные комплексы Южного Гиссара — это гомологические сери-адьно-гомодромные ряды пород, отражающие в целом однонаправленный процесс развития магматических очагов, тогда как временная ассоциация этих комплексов— ряд дискретных серий пород, отражающий неравномерное, периодическое развитие оро-генной магматической системы с противоположными (гомодромной и антидромной) тенденциями эволюции.

Структуры, в пределах которых локализованы орогенные комплексы Южного Гиссара (рис.И и других рассматриваемых в работе регионов, по своему генезису являются магматогеннотектоническ-ими (раздел IУ, [5.7,10,11,20,30]). Об этом свидетельствует ряд фактов: пространственно-структурная сопряженность, покровных, экструзивно-жерловых и субвулканических образований, приуроченность к прикорневым зонам реликтовых вулканогенных мульд комагматичных гранитоидов, сокращение мощностей с [ратифицированных вулканитов к внутренним частям мульд- просевших вулканических построек, участие в строении структур конических и кольцевых трещин-разломов, закладывающихся соответственно при куполо- и кальдерообразовании и зафиксированных иногда субвулканическими телами и др.

Иной характер свойствен позднепермско-ранкетриасовой истории Южного Гиссара, по мнению автора, тафрогенной [34, 54], сочетающей, как известно, сводообразование с рифтогенным грабенообразованием, кремнекислый магматизм с базитовым и с накоплением грубой красноцветной молассы так называемой "грабеновой" фации. Все разнообразие геологических событий этого времени сосредоточено на рассматриваемой территории (рис. ]) главным образом в двух грабенах — Шираталинском (!), поперечном по отношению к субширотному орогенному своду, и Богаинском (II), ограничивающим этот свод с юга, и в горстовом блоке, граничащем с Шираталинским грабеном на востоке.

В Шираталинском грабене тафрогенный магматизм проявлен активно и разнообразно, а его продукты локализованы в приуроченной к этому грабену овальной (9x5 км) Ангорисайской магматогенной структуре. Магматиты объединены в контрастно-бимодальную вулкано-плутоническую ассоциацию, состоящую из вулканического трахиан-дезибазальг- шошонит-трахириолитового (ангорисайского) комплекса в покровной, экструзивно-жерловой и субвулканической фациях, комплекса гипабиссальных малых интрузий (дайкового) и плутонических комплексов монцонитоидов и гранитоидов (рис. 2). Стратифицированные вулканиты, образующие выполаживающуюся к внутренним частях вулканогенную мульду, отчетливо разделяются на четыре последовательные согласно залегающие толши, соответствующие 4 фазам вулканизма (I-IV). Первая — это серия покровов массивных, флюидальных, миндалекаменных трахиандезибазаль-тов-шошонитов реже трахибазальтов-абсарокитов и трахиандезитов-банакитов, иногда их туфов и туфоконгломератов (мощностью 500 м); вторая — трахириодацитовые, рио-литовые грубофьяммовые игнимбриты, туфы (около 700 м), фациально замещающиеся при удалении от вулканического центра туффитами, туфопесчаниками, красноцветны-ми туфоконгломератами (до 250м); третья толща (от 400 до 700 м) наиболее разнообразна по структурно-текстурным признакам и составу пород и представляет собой переслаивание калиевых трахиандезитов-банакитов, латитов, трахитов, реже трахианде-зибазальтов-шошонитов. часто игнимбрито- или игниспумитоподобных, иногда миндалекаменных; наконец, четвертая толща (150 м)— это риолитовые-трахириолитовые невадитовые с обильным кварцем игнимбриты, игниспумиты. Контрастность состава пород присуща также экструзивно-жерловой и субвулканической фациям вулканического и лайковому комплексу: силлообразные конические залежи на северо-западе магматогенной структуры (рис. 1) сложены трахиандезитами-банакитами, монцонит- и монцодиорит-порфирами, а центральный экструзивный купол и серия полукольцевых v. конических даек, заполняющих систему концентрических трещин в южном обрамлении центрального купола, гранит-порфирами-риолитами. Завершается тафрогенный маг матизм становлением контрастных по составу плутонических комплексов. Монцонит-сиениты (курукский комплекс) слагают небольшие штоко- и силлообразные тела по пе риферии Ангорисайской структуры, тяготеющие к разчомам. ограничивающим !Ни:г! талинский грабен. Лейкограниты-аляскиты (южноварзобский комплекс) образую' крупный овальный (10x6 км) массив, лишь частично расположенный в Шираталинско!1 грабене, в юго-восточном обрамлении Ангорисайской структуры, а главным обра зом — в пограничном горстовом блоке.

Основными элементами-формами Ангорисайской структуры являются: мульда с вы-полаживающимнся к внутренней зоне покровами, конические и кольцевые трещины и разломы, отражающие чередование процессов соответственно куполообразования (положительное магматическое давление) и проседания, обрушения (компенсация прогрессирующего опустошения промежуточной магматической камеры) и, наконец, центральный экструзивный купол. Все они свидетельствуют о решающей роли в формировании структуры процессов магматизма и магматогенно-купольной тектоники в связи с продолжающимся сводообразованием региона. В то же время присутствие в Ангорисайской структуре субщелочных базальтоидов-монцонитоидов, сопряженных с линейными трещинными излияниями и внедрениями базитов вдоль глубинных разломов, и трубой красноиветнон молассы "грабеновой" фации, а также приуроченность структуры к Шираталинекому фабену и удлиненность вдоль него указывает на участие в становлении тектонических процессов растяжения-фабенообразования, перемежающихся, с\ дя по чередованию во времени контрастных по составу магматитов, с куполообразо-ванием.

В отличие от Шираталннского фабена с активно проявленным магматизмом, Богаин-ский грабен (II на рис. 1), фаничащий с орогенным сводом на юге, заполнялся главным образом красноцветной молассой (ханакинская свита, Р>-Т| по отпечаткам флоры), роль в\лканитов в составе которой долгое время считалась незначительной. Однако наши исследования показали (Л.Н. Шарпенок и др., 1986, 1989, [54, 62]), что красноцветные герригенные отложения по всему разрезу ханакинской свиты, кроме базальной пачки, постоянно переслаиваются с вулканогенными. При этом состав входящих в красно-цветную молассу вулканитов (трахиандезибазальты-шошониты-трахиты -трахириодациты-риолиты) и их последовательность оказались до деталей аналогичными таковым в Ангорисайской магматогенной структуре, а фации и мощности иными , свидетельствующими об удаленности вулканитов от центров извержений, тяготеющих главным образом к "поперечному" фабену. Сингенетичность, несмотря на фациальные различия, и, скорее всего, синхронность тафрогенных магматитов в фабенах с активным и пассивным проявлением магматизма, подтверждается также идентичностью вещественных признаков магматических пород и единой тенденцией их изменения во времени, которые сводятся в основном к сдедующему. Трахиандезибазальтам-трахитам обоих фабенов (I и III фазы вулканического комплекса) и монцонитоидам Шираталинского свойствен однотипный парагенезис минералов: плагиоклаз (от Лабрадора в трахиандезибазальтах до основного олигоклаза в трахитах) , титансодержащий авгит, оливин (65-70% форстерита), биотит (в латитах-трахитах), иногда гастингсит, анортоклаз, акцессорные магнетит, апатит, ильменит, ,сфен; миндалины выполнены хлоритом, халцедоном, кварцем, кальцитом, тпидотом и цеолитом. Породы характеризуются умеренной глиноземистостью и низкими железистостью и магнезиальностью, высокой щелочностью (5,2-8,5% \а;0+К:0), неустойчивостью типа щелочности (Na20/K20= 1,2-4-0,4) . Па диафамме K;0-Si0; (см. рис. 3 В-1|.2.з) составы тафрогенных базитов расположены в области шо-шонитовой серии, однако их титанистость колеблется от низкой до повышенной в наиболее основных разновидностях (0.6-1.6% ТЮт). Эти породы, кроме того, характеризуются по меньшей мере тремя трендами(рис.3,В-1 ti2.3), каждый из которых объединяет 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 фазами вулканического комплекса, в течение которой проявлялся риолитовый вулканизм, отражают однотипную тенденцию эволюции трахибазальт-трахитового-монцонитнитового магматизма. Она заключается в образовании гомодромных рядов пород, укладывающихся в интервале 47-63% Si02, с растянутой модой в области трахиандезитов-латитов (53-60% Si02), с отчетливым увеличением общей щелочности и калиевости пород и снижением титанистое™ . Сериально-эволюционный характер изменения состава пород подтверждают также Кф=56-4-71 и 67-^87 соответственно для пород I и III фаз вулканического комплекса, сериальный индекс А. Ритмана сг=2.2-9.0 и тренд на диаграмме SiOi-CI (показателя степени кристаллизационной дифференциации)—.практически прямолинейный и достигающий значения С1=2 (см. рис. 3, С). С закономерностями изменения параметров пород согласуются геохимические —■ в эволюционном ряду магма-титов отмечается накопление Rb и убывание Li, V, Cr, Sn, В, Ni, Со (В.М. Стеблова и др., 1984). В целом базИты тафрогенной вулкано-плутонической ассоциации характеризуются высокими содержаниями Rb (до 150 г/т) и Sr (1 120 г/т), положительной специализацией на Li, Cr, Sn, Be, В, F, слабо повышенными для мантийных пород значениями Is,: s?Sr/86Sr= 1,704-И ,706 (Ю.П. Шергина, 1989, ВСЕГЕИ).

В свою очередь трахириодациты, риолиты-трахириолиты (II и IV фазы вулканического комплекса), гранит- гранодиорит-, граносиенит-порфиры гилабиссальных малых интрузий и комагматичные им лейкограниты-аляскиты — кремнекислые составляющие контрастной вулкано-плутонической ассоциации также образованы однотипными минеральными парагенезами и характеризуются петрохимическим родством. При разных соотношениях в породах постоянны сочетания калинатрового полевого шпата (1535%), андезин-олигоклаза-олигоклаза (5-40%), кварца (5-30%),. биотита (3-10%), акцессорных циркона, апатита, иногда сфена, граната. Это самые кремнекислые (S1O2 до 77%) породы региона, высокожелезистые и богатые щелочами (5.7-9.0% Na20+K20) с натриево-калиевым до калиевого типом щелочности (№20/К20=0.8-Ю.З) при отчетливом преобладании калия; на диаграмме K20-Si02 (. рис. 3, В) составы этих пород расположены главным образом в области высококалиевой известково-шелочной серии. Временная последовательность этих магматитов представляет собой прерываемый становлением базитов в целом гомодромный ряд (от 67 до 77% Si02) с модами в областях риодацитов (71-72) и риолитов (75-77% Si02), со слабым снижением за счет Na20 суммарной щелочности,неустойчивым, но в целом ростом калиевости и снижением титанистости пород . Эти тенденции отражены двумя субпараллельными трендами, соответствующими петрохимическим группам различных уровней щелочности и калиевости(рис.З,В-П,2) Генетическая связь кремнекислых пород тафрогенных серий подтверждается также Кф=71 -^86 и 77+95 для последовательных фаз комплексов, прямолинейностью тренда на диаграмме Si02-CI (см. рис. 3, С), достигающего минимальных значений. Кроме того, закономерная направленность изменения параметров пород заключается также в. последовательном накоплении Pb. Be, Y, Yb, Rb, Р(В.М.Стеблова и др., 1984) Изотопный состав имеет несколько пониженные для коровых пород значения: s'Sr/86Sr=0.708H-0.710 (Ю.П. Шергина, 1989, ВС'ЕГЕгИ). По сравнению с поздним орогенным комплексом тафрогенные риолитоиды-гранитоиды характеризуются в целом более высокой кремнекислотностью и щелочностью.

Отчетливая контрастная бимодальность тафрогенной вулкано-плутонической ассоциации заключается не только в контрастных вещественных признаках пород, но и в отсутствии первично магматических разновидностей с переходными чертами. Это иллюстрируется (см. рис. 3, С) трендами составов пород на диаграмме Si02-Cl , отражающими степень отклонения пород от состава первичной системы анортит + диопсид + форстерит. В данном случае они демонстрируют эволюцию двух мезависимо развивающихся серий магматитов: кремнекислой, где происходит смена Са на N'a и К, и базитовой, в которой Mg сменяется Fe2, и Fe3t. Предельные их дифференциалы достигают минимальных значений О для каждой из исходных магм независимых магматических очагов.

Контрастный по составу продуктов магматизм сопровождается становлением различных по генезису и формам структур. Вдоль активизированных глубинных разломов синхронно с базитовым магматизмом формируются горсты и грабены, а в их пределах синхронно с риолит-фанитовым магматизмом происходит становление магматогенных центрально-кольцевых структур. В частности, в Шираталинском фабене образовалась компенсационная мульда-впадина с коническими, полукольцевыми и кольцевыми телами магматитов вдоль соответствующих разломов и центральным экструзивным куполом, в горсте — округлый куполовидный интрузив фанитоидов (см. рис. 1).

Как уже отмечалось, аналогичными Южно-Гиссарским являются орогенные и тафро-генные образования девонского возраста Центрального Казахстана, Чаткало-Курамин-ского региона Среднего Тянь-Шаня, хребтов Терскей-Алатау и Киргизского Северного Тянь-Шаня, позднепалеозойские Жарма-Калбинской, Баканасской и Илийской зон Казахстана, и позднемезозойские Юго-Восточного Памира (рис.2). Умеренная интенсивность эпигеосинклинального сводообразования в этих регионах обусловила, как и на Южном Гиссаре, двухритмовое проявление орогенного магматизма с последовательной сменой двух парагенезисов комплексов [34, 52], незначительно отклоняющихся по составу от типовых: андезит (андезибазальт)-риодацитового с диорит (габбродиорит)-гранодиоритовым и дациандезит (дацит)-риолитового с фанит (граносиенит)-лейкогранитовым. Вулканическим и плутоническим комплексам парагенезисов свойственна, как и на Гиссаре, некоторая пространственная разобщенность, плутонические тела в отдельных структурах или зонах часто отсутствуют. Образованные магматитами структуры — это обычно , наложенные мульды-впадины с ограниченным проявлением в них субвулканических и экструзивно-жерловых образований и овально-куполовидные гранитоидные плутоны. Тафрогенные образования этого типа во всех случаях представляют собой вулкано-плутоническую ассоциацию, состоящую из контрастно-бимодального трахиандезит-трахитового-грахириодацит-риолит-трахириолитового комплекса, обычно сочетающегося с красноцветной молассой, и, при наиболее полном проявлении, из двух плутонических — монцонит-сиенитового и лейкофанит-аляскитового (фано-сиенитового). Кремнекислая составляющая ассоциации обычно соизмерима или даже преобладает над базитовой, монцонитоидный комплекс во многих зонах отсутствует.

Особое место в этой фуппе, типе орогенных-тафрогенных образований принадлежит девонским Центрального Казахстана. Они, в отличие от всех прочих этой группы, формировались в пофаничных условиях между каледонидами и герцинидами Казахстана и образовали краевой Девонский вулканический пояс (А.А. Богданов, 1959). Эта ороген-яо-тафрогенная структура имеет протяженность около 1800 км при ширине около 150 км. дугообразную форму и подразделяется на три сектора — юго-западный, северный и северо-восточный, а также внешние и внутренние зоны, отражающие латеральную изменчивость образований пояса (В.Г. Тихомиров. 1975; А.А. Моссаковский, 1975; В.М Шужанов, 1984; A.M. Курчавов, 1985; 1989; М.К. Бахтеев, 1987 и др.). В результате двухритмового орогенного магматизма, длившегося здесь, как и на Южном'Гиссаре, около 40 млн. лет, сформировались две (см. рис. 2) последовательные вулкано-плуто-нические ассоциации [13, 18, 22-24, 34, 52]: андезит (андезибазальт)-риодацит-габбро-диорит-фанодиоритовая и дациандезиг-риолит-гранодирит (фаносиенит)-лейкогранитовая. В отличие от Южного Гисеара, оба члена временного ряда комплексов проявлены в вулканической и плутонической фациях, а их составы характеризуются более широкими диапазонами по содержанию Si02 (за счет более основных разновидностей пород) и более высокой суммарной щелочностью, главным образом за счет Na20. В тоже время тренды составов пород обеих ассоциаций (см. рис. 3), отражающие сериаль-но-гомодромную направленность развития комплексов, расположены, как и Южно-Гиссарские, на классификационной диаграмме главным образом в поле пород нормальной щелочности (наиболее основные, и кремнекислые разновидности тяготеют к умеренно-щелочным), а на диаграмме K20-Si02 в области высококалиевых пород известково-ицелочной серии. Тафрогенный магматизм Девонского пояса длился около 10 млн. лет, и продукты этого магматизма , развитые, как и на Южном Гиссаре ( рис. 2) разнообразно и широко, объединены в вулкано-плутоническую ассоциацию, состоящую из трахиандезибазальт-шошонит-трахириодацит-трахириолитового вулканического комплекса, ассоциирующего с красноцветной молассой, и только кремнекислого плутонического-граносиенит-аляскитового. Вулканогенно-осадочные отложения этой сложной ассоциации приурочены к наложенным на орогенные поднятия грабенообразным впадинам, создающим с разделяющими их горстами систему "клавиатуры блоков"; гранитоидные интрузивы тяготеют к поднятиям.

Отличия петрохимических параметров тафрогенных магматитов Девонского пояса от параметров аналогичных по крем некислотности пород на Южном Гиссаре заключаются главным образом в следующем: субщелочным базитам свойствен более низкий уровень калиевой щелочности; специфической чертой кремнекислых пород является присутствие, наряду с аналогичными южно-гиссарским, очень высококалиевых разновидностей, образующих тренд с колебаниями содержаний К20 от 5.0 до 6.2%. По уровню титани-стости как базиты, так и кремнекислые породы в сопоставляемых регионах в целом совпадают, однако в публикациях есть указания на присутствие среди трахибазальтов высокотитанистых (до 2.38% ТЮ2) разновидностей (М.К.Бахтеев,-1987). Таким образом, Девонский вулкано-плутонический пояс с более полно, чем на Южном Гиссаре, проявленным орогенным магматизмом, но редуцированным тафрогенным представляет собой единственный в своем роде на территории Казахстана и Средней Азии "поясовой" подтип орогенно-тафрогенных образований Южно-Гиссарского типа.

Устойчивая повторяемость в пространстве и во времени однотипных комплексов и их вертикальных и временных сочетаний позволяет говорить о формационных рядах, свойственных Южно-Гиссарской группе орогенных и тафрогенных образований. Оро-генный ряд представляет собой два последовательных парагенеза формаций: андезит-риодацитовой с габбродиорит-гранодиоритовой и дациандезит-риолитовой с гранит-лейкогранитовой. В связи с тафрогенным режимом возникает сложная ассоциация формаций,состоящая из трахиандезибазальт-шошонит-трахириодацит-трахириолитовой вулканической, монцонит-порфир-гранит-порфировой гипабиссальных малых интрузий и двух плутонических - монцонит-сиенитовой и лейкогранит-аляскитовой.

1.2. Токрауский тип (Северное Прибалхашье)

Казахстанская подвижная область — сложное мозаичное сочетание каледонских и герцинских подвижных систем, срединных массивов и структурных элементов молодой платформы, и Северное Прибалхашье, как один из регионов этой области, также включает разновозрастные и разнородные структуры, среди которых одной из наиболее крупных и выразительных является С'З сегмент позднепалеозойского Прибалхашско-Нпийско! о вулкано—плутонического пояса (ПИВП). Выделенный H.A. Афоничевым ийского вулкано-плутонического пояса (ПИВГ1). Выделенный H.A. Афоничевым (1967), пОяс издавна привлекает внимание исследователей исключительным многообразием проявления магматизма, особенно наземного вулканизма, и высокой рудоносно-стью. Одни исследователи трактуют его как сводово-глыбовую область (М.А. Абдул-кабирова, Е.Д. Карпова и др.), другие — как форму проявления тектоно-магматической активизации (М.К. Бахтеев, Д.В. Рундквист и др.), но в большинстве работ пояс рассматривается в качестве структурного элемента герцинской Джунгаро-Балхашской геосинклинально-складчатой системы, сформировавшегося в орогенном режиме (A.A. Аб-дудин, H.A. Афоничев, В.Ф. Беспалов, Л.И. Боровиков, Ю.А. Зайцев, В.Я. Кошкин, Г.Ф. Ляпичев, Н.П. Михайлов, В.Н. Москалева, М.В. Тащинина, Е.Д. Шлыгин, М.Г. Хиса-мугдннов и др.).

Протяжённый (около 1500 км при ширине до 150 км) овально-дугообразный, или подковообразный — (незамкнутый на юго-востоке) пояс не только гетерогенен, но и иолистадиен. Наиболее полно и разнообразно магматизм этой сложной структуры, в том числе орогенный и тафрогенный, проявлен в его СЗ сегменте (рис.4, зоны I-Y1I), что обусловлено его предысторией. Здесь (рис. 2.4), вслед за консолидацией отдельных зон кадедонид, формирование герцинской Джунгаро-Балхашской подвижной системы началось с заложения (D3-C1) и развития предшествующих поясу прогибов, иногда линейных рифтоподобных, названных шовными вторично-геосинклинальными ("Геол. строение СССР., т. 6, кн. I, 1989), [55]. Эти прогибы имеют специфическое, по сравнению с геосинклинальными, развитие: слабое проявление сначала контрастного риолит-трахибазальтового, а затем андезит-риолитового вулканизма, сочетающегося с накоплением мелководно-морских и лагунных углеродисто-терригенно-карбонатных и карбонатно-терригенных отложений.Вслед за ранними герцинскими прогибами формируется ранне-позднекаменноугольная" (С| в [7, 10, 20, 28 и др.]) осадочно-в\ лканогенная ассоциация(андезит-дацит-риолитовый вулканический комплекс,покров- ные фации которого сочетаются с песчаниками, известняками, углистыми аргиллитами) с признаками субаквальных и субаэральных условий накопления толщ, с преобладанием грубообломочных фаций вулканогенных пород и частым переслаиванием вулканитов различного состава . Экструзивно-жерловые и субвулканические фации вулканитов развиты слабо, комагматичные вулканитам крупные (до 500 км и более) интрузивы габбро-диорит-гранодиоритов обычно обособлены пространственно и структурно от вулканических образований. Характерный минеральный парагенез пород этой вулкано-плутонической ассоциации — сочетание (в соотношениях, соответствующих основности магматитов) зонального плагиоклаза, клинопироксена, роговой обманки (в том числе в риолитах и гранитах) биотита и обильного кварца при практическом отсутствии среди порфировых выделений калинатрового полевого шпата; в петрохимическом отношении — это прерывистый, но в целом, гомодромный ряд пород с модами в области 59 для средних. 62-65 для средне-кислых и 73% SiOi для кислых магматитов, с нормальной до умеренной общей щелочностью при калиево-натриевом ее типе.

Структуры, образованные породами этой ассоциации, представляют собой мульды-синклинали с признаками слабого, неравномерного, но достаточно устойчивого Злее^ и :ut-lee возрастные границы комплексов, в отличие от приведённого мною в ранее опубликованных работах, соотнес t в\ юг Решению Межведомственной группы по разработке корреляционной схемы вулканических образовании Северною Прибалхашья |65. 70) смятия толщ, иногда с узко-линейными формами распределения пород ранних вулканических фаз, "перерастающими"в овальные мульдообразные поздних магматических проявлений. Все перечисленные свойства ранне-позднекаменноугольной вулкано~плу-тонической ассоциации, свидетельствуют о ее формировании в неустойчивых условиях, отражающих переход от процессов проседаний к воздыманию региона, предшествующий орогенному сводообразованию в Токрауской зоне Северного Прибалхашья. Все это позволило автору работы рассматривать охарактеризованную комагматическую ассоциацию, образующую нижний этаж ПИВП и считавшуюся ранее орогенной, как предорогенную [22, 40, 45, 60]. Последующие орогенные образования (СГР2) отделены от предорогенных региональным несогласием, проявившимся как в перестройке структурного плана региона (рис.4), так и в широком распространении в основании ороген-ных толщ пачек конгломератов, содержащих гальку всего разнообразия пород предоро-генной ассоциации, в том числе плутонических.

Петротипический ряд орогенных комплексов Северного Прибалхашья проявлен во внутренней зоне Северо-Токрауской впадины — в пределах Центрально-Токрауской системы магматогенных структур (рис.4, центральная часть П-Б) и состоит, в отличие от Южно-Гиссарского, из трёх (рис. 2; 4-1а,б,в) последовательных яулкано-плутонче-ских ассоциаций (ВПА), или вертикальных комагматических парагенезисов (В.Н. Москалева, 1980). Эти ассоциации различных зон Северного Прибалхашья и образованные ими структуры всесторонне охарактеризованы диссертантом в ряде публикаций разных лет [1, 7, 9, 12, 14, 23, 25, 28, 36, 37, 40, 46, 70], в том числе в монографии [20], в которых приведено детальное описание вулканических, дайковых и плутонических комплексов, включающее петрографические, петрохимические и геохимические характеристики пород со статистической обработкой данных, анализ строения комплексов и ВПА, истории и механизма формирования магматогенных центрально-кольцевых структур (МЦКС) и их систем. К настоящему времени изменился на основании новых находок отпечатков флоры только возраст магматических пород [70], тогда как их взаимоотношения и характеристики не претерпели существенных изменений,а выявленные закономерности лишь дополнились некоторыми новыми выводами [34, 52, 54, 68, 69], но не претерпели существенных изменений. Решением Межведомственной группы [70] установленная автором последовательность позднепалеозойских вулканических образований признана обоснованной, а их стратифицированные разрезы пара-стратотипическими. Это позволяет привести в настоящем докладе характеристику орогенных и тафрогенных комплексов и образованных ими структур в самом общем виде.

Первая (С3 —Р|?) орогенная ВПА объединяет трахиандезит-трахириодацитовый вулканический и монцодиорит-субщелочно-двуполевошпатово-гранитовый монцо-гранитовый) плутонический комплексы. Первая фаза вулканического комплекса — это преобладающие трахидациандезитовые, дациандезитовые и трахидацитовые (рис.3А) кристаллотуфы-кристаллоигнимбриты (автомагматические брекчии), часто агломера-товые, характеризующиеся обилием (до 60% породы) кристаллокластов и присутствием разнообразных шлировидных и гомеогенных включений. Во второй фазе типовыми являются базокварцевые двуполевошпатовые риодацитовые-трахириодацитовые гру-бофьяммовые игнимбриты. Наряду с покровными фациями (мощностью до 2500 м) в составе комплекса постоянны немногочисленные тела экструзивно-жерловых и субвулканических образований. Комагматичные вулканитам многофазные плутоны (до 300 км") образованы последовательным рядом пород от монцодиоритов через кварцевые монцодиориты к монцогранитам.

Вулканические и плутонические породы этой ВПА характеризуются [2, 20] так-ситовым сложением, неоднородностью состава и раскристаллизации с постепенными и резкими границами между разновидностями пород, пятнистым гломепорфировым распределением минеральных агрегатов и резкими колебаниями в их количественных соотношениях. Породам свойственны неравновесные минеральные ассоциации - сочетания авгита, роговой обманки, биотита двух генераций, Лабрадора, андезита, олигоклаза, кварца и калинатрового полевого шпата и значительные содержания (2,5-4%) акцессорных минералов -титаномагнетита, циркона, апатита, сфена, граната. Интересно широкое развитие в магматитах пойкилитовых, реакционных и регенерационных структур. Первые образованы многочисленными включениями (иногда зональными) плагиоклаза, биотита, апатита и рудного минерала в пироксене, пироксена, апатита и бибтита в плагиоклазе, зерен плагиоклаза и пироксена в кварце и т.д.; реакционные и регенерацион-ные взаимоотношения установлены между фенокристаллами плагиоклаза и основной массой породы, калинатровым полевым шпатом и плагиоклазом, роговой обманкой и пироксеном; плагиоклазам наряду с нормальной зональностью свойственны ритмичная и обратная.Важным признаком пород первой орогенной ВПА являются шлировидные включения [2]. Одни из них (овальные, размером от 1-1,5 до 3-5 см) - однообразного состава и гипабиссального облика (габбродолериты-порфировидные диориты) имеют закаленные каймы при обогащении экзоконтакта кварцем и представляют собой, скорее всего, диалиты (В.С.Попов, 1981), или "капли основного расплава"(Т.И.Фролова,1992), частично раскристаллйзованные, попавшие в более холодную и кислую магму и застывшие в ней в условиях переохлаждения. Другие включения (эллипсообразные размером до 7-10 см и более) - гомеогенные, или автолиты (Р.С.Ва1ешап е1 .аЬ., 1963, Г.Б.Ферштатер,1987 и др.) с извилистыми, иногда расплывчатыми очертаниями и явлениями закалки вмещающих магматитов. Обладая близкими с вмещающими породами петрографическими признаками, автолиты обычно имеют более меланократовый состав и мелкозернистое строение. Это, с одной стороны, позволяет считать их родственными включениями, с другой -наиболее ранними фазами кристаллизации пород в результате фракционирования.

Многие из перечисленных особенностей пород свидетельствуют о процессах ассимиляции, контаминации при их кристаллизации (8.Я.ЫоссоШз,1933; А.Н.Заварицкий. 1937; В.С.Коптев-Дворников,1952 и многие др.) и характерны для гибридных образований. В целом магматиты позднекаменноугольно-раннепермской орогенной ВПА Северного Прибалхашья представляют собой последовательный гомодромный ряд (61-74% Б'Юг) в вулканической и плутонической фациях с Кф = 61+88 и модами в областях 62-63 для трахидациандезитов и 67-71% БЮ2 для трахириодацитов, с возрастанием,главным образом за счет К20, щелочности пород (6,5-8%) калиево-натриевого типа и снижением их титанистости (0,55-0,2% ТЮ2) при повышенной железистости и относительно низкой глиноземистости пород. На диаграмме (Ыа20 + К20)-8Ю2 тренд составов пород ассоциации практически совпадает с граничной линией полей нормального и умеренно-щелочного рядов (рис.3,А), а на диаграмме К20 расположен в области высоко-калиевых магматитов известково-щелочной серии. Поведение химических элементов в породах ассоциации различно (рис.5).Ранние проявления комплексов (трахидациандезиты-мон-цодиориты) характеризуются, по сравнению со средними содержаниями в породах соответствующей основности (А.П.Виноградов, 1962), повышенными концентрациями Со, Си, Бс, Бг, Ва, Оа, РЬ, близкими к средним Сг, Ве и пониженными V, "П, 2г, УЬ, У. При этом содержания Со, Си, Бс, Бг, Сг, V, Л в последующих породах серии комплекса) снижаются, в той или иной мере приближаясь к кларковым в наиболее кремнекислых разновидностях, а Ва, Оа, РЬ, 2г, Ве, УЬ, У проявляют тенденцию к накоплению в поздних их фазах.

Вторая, раннепермская орогенная ВПА региона состоит из трахидацит -трахи-риолитового вулканического и кварцево-монцонит -субщелочногранитового плутонического комплексов. Типовыми среди покровных вулканитов, слагающих толщи до 2000 м, являются трахидацитовые-дацитовые гетерокластические туфы, часто игним-бритоподобные (I фаза), сменяющиеся во времени трахириолитовыми -риолитовыми, трахириодацитовыми тонкофьяммовыми игнимбритами (II фаза); спорадически в основании стратифицированных толщ вулканитов присутствуют андезит-трахиандезиты. Значительная роль в составе второго вулканического комплекса, по сравнению с предшествующим, принадлежит экструзивно-жерловым и субвулканическим фациям пород, образующим штоки, силлообразные, кольцевые и конические тела, тяготеющие главным образом к мульде, сложенной покровными вулканитами. Породы плутонического комплекса ассоциации - монцодиориты, кварцевые монцониты-щелочнодвуполевош-патовые граниты слагают массивы (10-20 км2) дугообразной формы, обычно обрамляющие вулканогенные мульды.

Магматиты раннепермской ВПА, по сравнению с породами предшествущей, характеризуются менее выраженными признаками гибридизма, однако неоднородность состава и структур пород, гломеропорфировое распределение и неравновесность минеральных агрегатов в какой-то мере сохраняются; присутствуют также включения в породах, главным образом, гомеогенные. В соотношениях, соответствующих основности, типовым вулканическим и плутоническим магматитам ассоциации свойственны сочетания (в порядке убывания) зонального плагиоклаза, калинатрового полевого шпата, кварца, биотита, роговой обманки и авгита; темноцветные минералы составляют не более 7-8% плутонических пород и достигают 15-20% в вулканических (за счет, главным образом, биотита), акцессорные (апатит, магнетит) содержатся в количестве до 2-3%.

Следует подчеркнуть, что вторая орогенная ВПА Токрауской впадины представляет собой совокупность магматических пород, в целом близких по кремнекислотности магматитам предшествующей ассоциации, однако моды по 8Ю2 для образований более поздней ассоциации смещены в сторону "раскисления"(64-66 для трахидацитов, 70 -для трахириодацитов и 74% БЮг для трахириолитов-риолитов), а содержание щелочей повышается до7,5-8,5%. Породам свойственны нормальные глиноземистость и желези-стость,калиево-натриевый тип щелочности при преобладании К20, возрастание суммарной щелочности, главным образом за счет К20, и снижение титанистости (0,6-0,2% ТЮ2) в последовательном гомодромном ряду магматитов (Кф=64-^90). На диаграмме (Ыа20+К20)-8Ю2 (рис.3,А) тренд составов пород реннепермской ВПА находится в поле пород умеренно-щелочного (субщелочного) петрохимического ряда, на диаграмме К20-8Ю2 - в области высоко-калиевых пород известково-щелочной серии; направление последнего отражает достаточно интенсивный рост содержаний К20 в умеренно кислых породах. Кроме того, в исходных породах ассоциации слабо повышены, по сравнению со средними содержаниями (А.П.Виноградов, 1962), концентрации Ва, Бс, ва, РЬ, Ве, близки к средним Сг и Со и понижены концентрации №, V, Т1, 7т (рис.5). В последовательном ряду магматитов ассоциации происходит накопление Ва, 7л, РЬ, Ве, УЬ. У и снижение содержаний 5с, ва, Со, Сг, N1, V, Т1, Бг, концентрации большинства из которых остаются, однако, повышенными по сравнению с кларками для кремнекислых пород.

Третья, завершающая орогенный ряд позднепермская ВПА образована вулканическим, дайковым (гипабиссальным комплексом малых интрузий) и плутоническим комплексами [7, 20]. Вулканическому комплексу этой ассоциации, всегда развитому локально, свойственно широкое проявление разнообразных по форме экструзивно-жер-ловых и субвулканических образований, которые по площади выходов пород часто превышают покровные. По составу это главным образом трахириолиты, трахириодациты —- игнимбриты, игниспумиты, спекшиеся туфы, лавы; лишь изредка в основании покровной фации вулканитов (до 1000 м) отмечаются трахидациты, трахидациандезиты, что позволяет в целом рассматривать комплекс как однофазный трахириолитовый. Вслед за вулканическим формировался комплекс даек гранит-, граносиенит-порфиров, риолитов, образующих сложные переплетения силлообразных конических и- кольцевых дайкообразных тел; завершает эту вулкано-плутоническую ассоциацию многофазный ■комплекс с-убщелочных биотитовых двулолевошпатовых лейкогранитов, образующих интрузивы полукольцевой, эллипсоидной (5x10 км) или изометричной (7x6 км) формы. Все породы ассоциации лейкократовые (обычно 1-5%, иногда до 10% биотита), с небольшими количествами олигоклаза (до 15-20% при частом отсутствии во вкрапленниках вулканитов) и состоят на 40-45% из калинатрового полевого шпата (микроклин-пертита в гранитах) и 30-35% кварца; характерны для пород повышенные содержания сфена в сочетании с цирконом и рудными акцессорными минералами. В наиболее основных вулканитах ассоциации - трахиандезитах, трахидацитах кроме перечисленных минералов присутствует зональный андезин-олигоклаз, а биотит сочетается с редкими зернами авгита. В целом магматиты третьей орогенной ВПА образуют относительно короткий (65-77% БЮз) гомодромный ряд (Кф-74+92) умеренно-щелочных высококалиевых (до ультракалиевых) пород (рис.3,А); мода по крем некислотности тяготеет к области трахириолитов (76-77% БЮг) тип щелочности калиево-натриевый - калиевый отчетливо проявлена пантеллеритовая тенденция в изменении щелочности наиболее поздних пород ряда, обусловленная, вероятно, продолжающимся нарастанием кремне-кислотности расплава после достижения им максимальной щелочности, главным образом калиевой в области 71-73% БЮг. Породам ассоциации свойственны повышенные содержания (рис.5) элементов Си, йа, РЬ, близкие к кларковым концентрации Сг, Со, N4, 8с, Ва, Zr и пониженные V, Т1, Бг, Ве, УЬ, У, ЫЬ.

Важной характеристикой вещественного состава орогенных вулканических комплексов Токрауской впадины является спорадическое присутствие в том или ином из них обычно в приразломных структурах однотипных базитов, тяготеющих к основаниям толщ покровных вулканических образований. Как правило, это порфировые лейкократовые трахибазальты-трахиандезибазальты-трахиандезиты (48-56% 5Ю2) с вкрапленниками главным образом лабрадора-андезина, обычно зонального, и в небольшом количестве клино-, изредка ортопироксена, оливина, роговой обманки, биотита, оплавленных зерен кварца, а в основной массе помимо перечисленных минералов - калинатрового полевого шпата. Породы относятся к умеренно-щелочному петрохимическому ряду (Хщел.=5,38н-5,96) с калиево-натриевым типом щелочности; тренд их составов на диаграмме КзО-БЮз (рис.3,В) практически приурочен к граничной линии, разделяющей области пород высококалиевой известково-щелочной и шошонитовой серий. Присутствие среди орогенных вулканитов этих базитов, в различной мере контрастирующих по вещественным признакам типовым породам всех трёх комплексов, и их сопряженность с самыми ранними проявлениями магматизма каждого ритма орогенного магматизма, свидетельствуют о возможности при определенных условиях (скорее всего при смене напряжений сжатия растяжениями в пульсационном развитии режима) проникновения расколов к источникам базитового вещества. В то же время появление ба-зитов подчеркивает, усиливает дискретность орогенного магматизма, сопровождаемую антидромными изменениями состава пород между комплексами временного ряда при общей его гомодромной направленности.

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

При формировании второй ВПА на фоне крупных мульд предшествующего этапа сводообразования возникает целый ряд более мелких (30-50x80-100 км) разобщённых или соприкасающихся и образующих цепочки структур (рис.4-16) Каждая из этих структур представляет собой выполаживающуюся к внутренней зоне мульду-впадину в обрамлении конических и кольцевых трещин-расколов и их сегментов с достаточно широко развитыми вдоль них экструзивно-жерловыми и субвулканическими телами; гранитоиды этой ВПА также расположены в пределах мульд или в непосредственной близости к ним и образуют дугообразные тела или центральные плутоны, являясь, таким образом, наравне с вулканитами элементами - формами единых структур.

В процессе становления третьей ВПА на завершающем этапе орогенного сводообразования сформировались структуры, представляющие собой небольшие (10-15x20-40 км) пологие мульды-впадины (рис.4—1 в), обычно кальдерообразные, окруженные и пронизанные многочисленными экструзивно-жерловыми и субвулканическими телами, кольцевыми дайками и полукольцевыми, серповидными или изометричными (центрального типа) плутонами гранитов. Все магматические породы в интрузивном залегании фиксируют концентрическую систему конических и кольцевых расколов и радиальные трещины. Ведущая роль в структурах, образованных породами третьей ВПА принадлежит, несомненно, субвулканическим, дайковым и плутоническим образованиям.

В целом типовой орогенный магматизм Токраусуой впадины характеризуется, по сравнению с Южко-Гиссарским, относительной длительностью, интенсивностью, многообразием фаций и форм проявления, повышенной суммарной и калиевой щелочностью и пониженной гитанистостыо пород, сложностью строения образованных магма-титами структур. ' - х •• - ч'

-. Каждый из комплексов, как и на Южном Гиссаре, имеет в целом сериально-гомодромное строение, отражающее регрессивную эволюцию расплавов единого магматического очага (обогащение пород к конечной стадии процесса кремнекислотой, щелочами и другими некогерентными элементами). В то же время временной ряд орогенных комплексов характеризуется противоположными тенденциями в эволюции состава образующих его магматитов. Смена во времени одного комплекса другим сопряжена со скачкообразным антидромным изменением состава пород, иногда сопровождаемым проявлением субщелочных базитов, свидетельствующим о периодическом энергетическом воздействии на орогенную магматическую систему, способствующим магмообразованию. При этом общая направленность изменения состава пород ряда остается гомодромной. Это отражено в смещении в более кремнекислые и щелочные области исходных пород последовательных комплексов, их главных мод по содержанию Si02 и средневзвешанных составов (рис.3 А) и свидетельствует о регрессивной эволюции не только отдельных магматических очагов, но и орогенной магматической системы в целом.

В результате эволюционный орогенный ряд Токрауского типа представляет собой смену следующих ассоциаций магматических комплексов: трахидациандезит-тра-чириодацитового с монцодиорит-монцогранитовым (1 ассоциация), трахидацит-трахи-риолитового с кварцевомонцонит-субщелочногранитовым (II) и трахириодацит-трахириолитового с субщелочно-лейкогранитовым (III). В этом ряду происходит дискретно- направленное изменение вещественно-структурных признаков пород близкой основности и совокупных признаков комплексов последовательных ассоциаций: 1) относительно грубообломочные вулканические породы — туфы, автомагматические брекчии с разнообразными включениями, грубофьяммовые агломератовые игнимбриты (I) сменяются более тонкими спекшимися туфами и игнимбритами(Н) и затем тонкофь-яммовыми игнимбритами и игниспумитами(Ш), а неоднородные такситовые с шлиро-образным распределением минералов гранитоиды (I) через разновидности пород переходного облика (II) сменяются однородными равномернозернистыми гранитами (III); 2) базокварцевые или с редкими кристаллокластами кварца преимущественно плагиок-лазовые и относительно меланократовые пироксен-биотит-роговообманковые породы с неравновесными соотношениями минералов и признаками гибридизма (I) сменяются более равновесными по минеральным парагенезам преимущественно биотитовыми двуполевошпат-кварцевыми магматитами (II), а затем лейкократовыми бесплагиокла-зовыми (во вкрапленниках вулканитов) или с явным преобладанием калинатрового полевого шпата и кварца (III) 3) изменение петрохимических свойств пород при независимости трендов каждой ассоциации проявляется в смещении главных мод ассоциаций по содержанию Si02 в области более кислых составов (62-63, 67-71 для I ассоциации 64-66, 74 для II и76-78% SiOj для III) в увеличении суммарной щелочности пород близкой кремнекислотности (7-8, 7,5-8,5 и 8-9% соответственно для последовательных ассоциаций) за счет роста главным образом Ы20 (2,4-3,5, 2,8-4,2 и 3,2-4,8%); 4) изменение геохимических характеристик пород (рис. 5)3 рассматриваемых орогенных ассоциаций [8, 20] сводится в основном к следующему: а) к уменьшению от основных пород к кислым в ассоциации и от ассоциации к ассоциации содержаний Cr, Со, Ni, V, Си, и к увеличению Pb, Be, Yb, Y, Nb; б) к более выраженной отчетливой геохимической специализации образований от покровно-вулканических через субвулканическке и лайковые к плутоническим и соответственно от пород первой ВПА к третьей; в) к последовательному увеличению значимости геохимических различий между вулкано Основанных на результатах статистической обработки количественных анализов 325 проб на 12 элементов (РЬ, ¿п. Си. Мо, Ве. и, ТЬ. N6. ЯЬ, Со. N1) 1« всех фэиий вулканических, лайковых н плутонических комплексов Центрально-Токрауской системы кольцевых структур, произведенной Г.Т. Скубловым по профамме М.Д. Белонина и Г.Т. Скублова. Распределение элементов в плутонических комплексах см. в (8]. плутоническими ассоциациями, несмотря на неустойчивость геохимических признаков вулканических образований, особенно покровных фаций.

Таким образом,орогенные комплексы Токрауской впадины, как и на Южном Гис-саре, представляют собой гомологические серии пород, отражающие в целом гомо-дромную эволюцию соответствующих магматических очагов, а временной ряд комплексов - дискретную серию пород, отражающую периодическое развитие орогенной магматической системы с гомодромной и антидромной тенденциями эволюции. Внутреннее строение магматических комплексов и их ассоциаций, отражая эволюцию оро-генного магматизма, изменяется в направлении последовательного их усложнения: в составе вулканических комплексов постепенно усиливаются роль и многообразие экс-трузивно-жерловых и субвулканических образований, затем появляются лайковые комплексы и усиливается значимость плутонических комплексов в составе ассоциации. В соответствии с этим изменяется и характер магматогенных структур, образуемых породами последовательных ассоциаций: от относительно простых с вулканогенной мульдой в качестве главной структурной формы при пространственной обособленности от мульды комагматического плутона и ограниченностью роли магматогенной тектоники в их образовании (I ассоциация) через переходные типы до сложно построенных вулканически-субвулканически-дайково-плутоногенных структур с ярко выраженными проявлениями магматогенной тектоники для III ассоциации (типизация структур приведена в разделе IV).

Интенсивность орогенного развития Токрауского региона предопределила смену орогенного режима тафрогенным, сочетающим остаточное куполообразование, сопровождаемое риолит-гранитовым магматизмом, с горизонтальными напряжениями в вершинных частях орогенных сводов, приводящими к заложению магмоподводящих глубинных разломов, формированию зон растяжения и к проявлению рифтогенного субщелочнобазитового магматизма. Типовая тафрогенная вулкано-плутоническая ассоциация4 Токрауской впадину объединяет (рис. 2, 6) полифациальный вулканический, предплутонический лайковый, плутонический и постплутонический дайковый комплексы [7, 10, 20, 40-42, 48, 56, 69]. Контрастно-бимодальные по составу породы покровных образований вулканического комплекса состоят из преобладающих (мощностью до 600 м) базитов —массивных или флюидальных анортоклаз—оливин-двупирок-сеновых, иногда миндалекаменных с цеолитами и самородной медью трахиандезиба-зальтов-шошонитов (реже трахибазальтов, трахиандезитов-латитов, трахитов), сменяющихся риолитами-трахириолитами (до 250 м), обычно лейкократовыми, часто базо-кварцевыми игнимбритами, игнислумитами, лавами, содержащими во вкрапленниках и порфирокластах главным образом калиевый полевой щпат, реже кварц и биотит. Среди экструзивно-жерловых и субвулканических образований комплекса соотношения контрастных по составу пород при их перемежаемости во времени обратные: тела базаль-тоидов редки и тяготеют к оконтуривающим вулканический центр коническим и кольцевым трещинам или к радиально-линейным зонам растяжений, риолитоидные тела более многочисленны и разнообразны, распространены достаточно широко, образуют сложные штокверкообразные переплетения или протяженные цепочки. Впервые выделенный автором в регионе предплутонический дайковый комплекс этой ассоциации представляет собой [7, 15, 16, 20] сочетание перемежающихся во времени даек трахи-долеритов, трахибазальтов, монцонит-порфиров, обычно наиболее ранних в комплексе, описываемая о ранних работал автора (20 и др.] как самая позлмяя, лермская в последовательном ряду В ПА региона. а также фаносиенит-фанит-порфиров, трахириолитов (токрауский к.[20]). Плутонические проявления ассоциации также контрастны по составу пород: с одной стороны это единичные интрузивы монцонитов-сиенитов, с другой - многочисленные многофазные, обычно изометрической формы интрузивы аляскитов - щелочных фанитов. Первые развиты за пределами типового региона и в целом аналогичны монцонитоидам Южного Гиссара, вторые состоят из микроклин-пертита (45-60%), кварца (25-40%) с большим количеством газовых и газово-жидких включений, олигоклаза-альбит-олигоклаза (1020%), цветных минералов (0-5%) - биотита, единичных зёрен рибекита, акцессорных -флюорита (до 0,3%), ортита, циркона, ильменита, берилла, топаза и др. В поздних разновидностях фанитов тёмноцветные минералы практически исчезают, содержания альбита и акцессориев повышается. Отмечается также тенденция к увеличению содержаний № и уменьшению Са, "П в более поздних фазах внедрения [6, 8, 20]. Завершающие тафрогенный магматизм Токрауской впадины постплутонические дайки гра-носиенит-фанит-порфиров и долеритов немногочисленны и пространственно тяготеют к массивам аляскитов.

Таким образом, основной особенностью тафрогенной ВПА является контрастная би.модальность по кремнекислотности объединённых в неё пород. Субщелочные ба-зальтоиды-монцонитоиды этой ассоциации по петрохимическим свойствам достаточно изменчивы и, несмотря на преобладание пород с повышенной щелочностью (Хшел=4,8-н8,5) при калиево-натриевом, иногда калиевом типе, они характеризуются на бинарных диафаммах двумя трендами (рис. ЗВ-П|.2). Первый из них отражает составы . сериальной фуппы относительно высокотитанистых пород шошонитовой серии, вторые - менее титанистых высококалиевых известково-щелочной серии при близости тренда к фаничной линии с шошонитовой областью. Этим породам свойственны также устойчиво умеренные магнезиальность (2,5-6 вес. % N^0), и суммарная железистость (7,5-9.5%), нормальная до низкой титанистость (1,4-0,98% ТЮ2). В целом обе фуппы базитов различного уровня щелочности представляют собой гомодромные серии (Кф=60+79), укладывающиеся в области 50-61 и 56-60% БЮ? и характеризующиеся ростом щёлочности магматитов главным образом за счёт К20 и снижением железисто-сти, магензиальности, титанистости. От базальтоидов, спорадически проявляющихся в составе орогенных комплексов, они отличаются в целом более высокой калиевой щёлочностью, титанистостью, магнезиальностью, более высокими содержаниями Сг, Со, N1. V, Бс, Бг и пониженными Ва, Zr. Pt>, Ве (рис. 5, [8]).

Риолитоиды-фанитоиды ассоциации относительно однородные, преимущественно ультракислые субщелочные высококалиевые (отдельные разновидности до ультракалиевых) породы натриево-калиевого (до калиевого) типа (№20/к20=1,0н-0,3); последовательный гомодромный ряд этих пород (5Ю2=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, магнезиальное™, титанистости. 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 щёлочного амфибола, (Ещел до 9,5%, К20 до 5%); кроме того, они, по сравнению с позднеорогенными, имеют ярко выраженную геохимическую специализацию - повышенные содержания Ве, ЫЬ, УЬ, У (рис. 5, [8, 20]).

Фациально разнообразные магматиты типовой тафрогенной ВПА, в отличие от ороге+шых, образуют ансамбль округлых в плане и линейных структур [3, 7, 20, 29, 48,

52]. Наименьшая роль в этом ансамбле структур принадлежит кальдерообразным мульдам-впадинам (до 7x13 км), часто унаследующим орогенные. Они заполнены стратифицированными вулканитами, а к ограничивающим их разломам тяготеют экструзивно-жерловые и субвулканические образования [20 - рис.17, 23]. Более значимыми элементами этого ансамбля являются протяжённые линейные (до 100 км и более при ширине 5-10 км), иногда переходящие в полукольцевые зоны разломов растяжения (рис. 6, Н-Б, [20, 48]), к которым приурочены экструзивно-жерловые и субвулканические и гипабис-сально-дайковые образования. В обрамлении полукольцевых и кольцевых трещин, иногда сегментарно заполненных предплутоническими дайками, расположены изометрич-ные в плане плутоны центрального типа аляскитовых гранитов (диаметром до 20 км); они в свою очередь рассечены линейными трещинами, редко выходящими за пределы гранитных массивов, к которым тяготеют постплутонические дайки --самые поздние магматические породы региона. Образования контрастной ассоциации, имеют, по сравнению с орогенными, иной структурный план (сравнить рис. 4, 6), причём гранитовые плутоны и дайковые пояса, распостранены широко, практически стирая границы между зонами разновозрастной консолидации, в тоже время наиболее полно, многообразно они проявлены в пределах вершинных частей унаследовано развивающихся орогенных-тафрогенных сводов. Последовательное формирование структур, образованных магма-титами трёх орогенных ВПА, а затем тафрогенными приводит к образованию сложных кон- или эксцентрических систем центрально-кольцевых структур, в той или иной мере сочетающихся с линейными рифтогенными тафрогенной стадии развития. Вслед за тафрогенезом начался процесс стабилизации региона, сопровождающийся дейтерооро-генными сбросо-сдвиговыми перемещениями блоков.

Орогенные и тафрогенные магматические образования Токраутского типа свойственны, как уже отмечалось, и другим регионам Казахстана и Средней Азии, в которых они в той или иной мере отличаются от типового проявления. Эти отличия, как правило, сводятся к иным соотношениям в комплексах и их ассоциациях магматитов различных фаций глубинности или к отсутствию некоторых из них, тогда как вещественные признаки пород не выходят за рамки типовых. Так, в Котанэмельской впадине Северного Прибалхашья (рис. 4, 6-зона VII) и на Рудном Алтае магматиты только первой оро-генной ВПА проявлены широко и разнообразно. В последующих орогенных ассоциациях Котанэмельской зоны сокращается доля вулканитов и преобладающими становятся плутонические комплексы, тафрогенные проявления этой зоны представлены главным образом аляскитами при локальном развитии преимущественно базитовых вулканитов. Последующие орогенные и тафрогенные магматиты Рудного Алтая - это только соответствующие плутонические комплексы.

Наиболее близки по полноте ряда к типовому проявлению орогенные и тафрогенные образования Чаткало-Кураминского региона (ЧКР) Среднего Тянь-Шаня, фанеро-зойская геологическая история которого отражает развитие Тургайско-Средне-Тянь-Шаньской ПС с каледонским и герцинским, как и в Токраутской зоне, комплексами (A.A. Абдулин, H.A. Афоничев, А.К. Шлыпн- '984 г.). Первый стенает иаракмеинк-линальному типу развития системы с накоплением вулканогенно-терригенно—кремнисто-карбонатных отложений (С) и флишевых толщ (О), со складкообразованием и внедрением небольших редких тел гранитов (S) и локальным развитием наземного ороген-ного средне-кислого вулканизма (D|.2), сменившегося формированием красноцветных терригенных (gv-fr), а затем карбонатных (fm-Ci) голщ молодой платформы. Герцин-ская история (С|-Т|) трактуется как заложение вторичных прогибов (флишоидные и грубообломочные толщи), сменившееся формированием вулканических поясов, в том числе Бельтау-Кураминского, включающего ЧКР.

Выявление диссертантом закономерностей орогенного и тафрогенного магматизма этого региона основывались, с одной стороны, на анализе многочисленных, но неоднозначных, порой противоречивых материалов предшественников (A.C. Антонов, В.А. Арапов, С.М. Бабаходжаев, Х.Н. Баймухамидов, Н.П. Васильковский, Ю.С. Глинский, Т.Н.Далимов, А.Н. Задорина, М.Е. Запрометов, В.Я. Клипенштейн, В.П. Коржаев,Ж.Н. Кузнецов,Н.П. Лаверов, A.C. Масумов, Т.М, Мацокина, В.Н. Носова, Е.П. Панченко, Я.М. Рафиков, Е.В. Толкачева, Х.Т. Туляганов, В.Н. Ткачев,И.С. Хамрабаев, Т.М. Шая-кубов, З.А.Юдалевич и др.), с другой - на детальном изучении проявлений поздкепале-озойского магматизма, главным образов вулканизма ряда структур ЧКР с применением разработанного в Северном Прибалхашье принципа расчленения и корреляции магматических образований - выделения комплексов и ВПА как закономерных серий магма-титов различных фаций глубинности, объединённых, кроме того, принадлежностью к единой магматогеннотектонической структуре [20, 25, 29, 54, 68, 69].

Одним из важных результатов исследований автора в ЧКР явилось подразделение (рис. 2, [68, 69]) герцинской истории развития ЧКР по аналогии с Прибалхашьем на ряд стадий с обоснованием границ орогенной и тафрогенной. Начальная стадия этой истории (Сю) представляет собой заложение и развитие на эпикаледонской молодой платформе структур негеосинклинального типа (Л.И. Красный, 1977) — вторичных рифто-подобных грабенов-прогибов и их заполнение в прибрежно-морских условиях флишо-идными отложениями в сочетании с вулканитами от трахибазальтового до трахиандези-' тового, дацитового, иногда риолитового составов (уя-минбулакский комплекс). Породы осадочно-вулканогенной ассоциации интенсивно пропилитизированы, смяты в пологие складки и прорваны комагматичными вулканитам интрузивами субщелочных габброи-дов-диоритов-гранодиоритов. В следующую, предорогенную стадию развития региона (С;) в условиях завершения процессов проседания и появления сводообразующих тенденций и, следовательно, постепенной смены субаквальных условий накопления толщ субаэральными, образуется комплекс вулканитов, в целом с гомодромной направленностью изменения состава пород от трахиандезитов до риолитов. Покровные вулканиты, переслаивающиеся с терригенными осадками тоже смяты в пологие складки, иногда совместно с более ранними отложениями1 и образуют крупные удлинённые мульды-синк-лннали. Вся совокупность признаков этого комплекса, особенно характер образуемых им структур позволяет считать его предорогенным[68]. Это подтверждается структурным несогласием между его образованиями (ранее часто считавшимися орогенными) и последующими, сопряженными со сводово-глыбовым развитием региона, обусловившим проявление исключительно наземного вулканизма, широкое развитие магматоген-нотектонических разрывных нарушений и преобладание магматогенного структурооб-разования, свойственных орогенному режиму.

В период с конца среднего карбона до раннего триаса ЧКР, обнажённая юго-восточная часть Бельтау-Кураминского пояса (около 10000 км2 - менее четверти То-крауской впадины) формируется как единый обращенный орогенный-тафрогенный свод блокового строения с наиболее полным и разнообразным магматизмом во внугрунней зоне. Главными особенностями магматизма этого периода , по сравнению с типовым, является более высокая общая и калиевая щёлочность серий пород при несколько пониженной их титанистости, для каждой из трёх последовательных ВПА (рис. ЗА, Б-1Г-1.2.3). Кроме того, как орогенные, так и тафрогенные комплексы этого региона характеризуются большей неоднородностью состава пород и обычно двумя гомодромно-сериальными петрохимическими группами (двумя трендами), объеденяющими магма-титы с различными уровнями общей и калиевой их щёлочности. При этом тренды более щелочных серий пород более отчётливо отражают пантеллеритовую тенденцию эволюции кремнекислых их разновидностей. В соответствии с перечисленными особенносями первая (C2.j) ВПА - это трахиандезит-трахидацириолитовый (иногда с трахиандезиба-зальтами) и монцодиорит-монцогранитовый комплексы, калиевая и суммарная щёлочности пород которых превышает таковые в соответствующих породах Токрауской зоны в среднем на 1-1,5%. Состав второй (С3-Р1) ВПА, по сравнению с типовой, усложнён в большинстве случаев присутствием базитов. В результате вулканический комплекс этой ВПА объединяет сложную ассоциацию трахиандезибазальтов (шошонитов) - трахиан-дезитов с трахидацитами-трахиориолитами, а комагматичный ему плутонический - го-модромную серию пород от кварцевых монцонитов до субщелочных двуполевошпато-вых гранитов. Более высокая щёлочность пород ассоциаций, по сравнению с типовыми, свойственна главным образом наиболее основным разновидностям, тогда как кремнекислые часто сближаются по этим показателям. В трахибазальтах-трахиандезитах этого возрастного уровня установлены отчётливо выраженные признаки гибридизма: в них наряду с типовыми для базальтоидов минералами (андезин - Лабрадором, авгитом, эги-рин-авгитом, иногда керсутитом) и соответствующими структурами пород постоянно в различных количествах присутствует ксенокварц. Это объясняется (B.C. Попов, В.А. Борохин, 1981) смешением основных и кислых магм при кристаллизации кварца на ликвидусе риолитовых расплавов ещё до того, как эти расплавы начали смешиваться с основной магмой. Тяготеющие пространственно к глубинным швам и сопряженные с началом ритма магматизма, скорее всего, эмбрионально-рифтогенные субщелочные бази-ты не создают самостоятельных структур, а участвуют в строении орогенных мульд. В этих мульдах базиты переслаиваются с умеренно кислыми вулканитами первой фазы вулканического комплекса, составляя с ними относительно контрастную бимодальную ассоциацию. В дальнейшем гибридизированные базиты исчезают, тогда как кислые вулканиты наращивают гомодромную серию до трахириолитов. Третья орогенная ВПА представляет собой совокупность, как и в Токрауской зоне, относительно однородных по кремнекислотности пород - трахириодацитов, трахириолитов, риолитов и субщёлоч-но-двуполевошпатовых лейкогранитов, отличающуюся от типовой главным образом присутствием в её составе пород с калиевым типом щёлочности. По суммарной и калиевой щёлочности породы ассоциации составляют две сериальные группы: одна из них (рис. ЗА) объединяет магматиты относительно менее щелочные при калиево-натриевом-калиевом типе щёлочности (Ка20/К20=0,28н-0,43), другая образована рядом пород с калиевом типом щёлочности (Na20/K20<0,l; К20=7,9-н8,5%). Спорадически в составе ассоциации отмечаются субщелочные базиты.

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

Тафрогенные магматические образования ЧКР - это, как и в типовом проявлении, сложная ассоциация контрастно-бимодальных по кремнекислотности магматитов, проявленных в вулканической, гипабиссальной и плутонической фациях [69], имеющих, однако, несколько иные пространственные соотношения. В ЧКР шире, чем в Токрауской впадине, развит вулканический комплекс, в котором несколько преобладают кремнекислые породы, главным образом экструзивно-жерловые и субвулканические трахи-риолиты - субщелочные лейкофанит-порфиры. Вулканиты образуют более крупные, чем в Токрау, мульды-впадины (в среднем 20x15 км), часто унаследующие орогенные, к. периферии и центральным частям которых приурочены экструзивно-жерловые и субвулканические тела дугообразной формы или центрального типа. Субщелочные базаль-тоиды, главным образом в покровной фации, часто участвуют в строении этих мульд, составляя их основание; в других случаях они заполняют приразломные фабены. Среди гипабиссальных малых интрузий, образующих субпараллельные протяжённые пояса (до 3 00 км и более при ширине около 3-5 км), преобладают базиты, а в плутонических проявлениях соотношения монцонигов-сиенитов и аляскитов близки при некотором преобладании последних. Отчётливо удлинённые тела монцокигоидов (от 2x20 до 7x20 км) тяготеют к грабенообразным структурам, гранитоиды образуют округлые интрузивы диаметром до 15 км.

Все магматиты тафрогенной ассоциации ЧКР, как и орогенной, по сравнению с типовыми характеризуются относительно более высокой щёлочностью, главным образом калиевой и пониженной титанистостью (рис.ЗВ). В соответствии с этим в составе ассоциации наряду с типовыми отмечаются щелочные и приближающиеся к ним разновидности пород как среди базитов (бостониты), так и среди кремнекислых (ультракалиевые трахириолиты-комендиты, щелочные граниты). Однако в целом, несмотря на некоторые провинциальные особенности, орогенные и тафрогенные магматические образования ЧКР аналогичны таковым Токрауской впадины.

Как следует из изложенного в этом разделе, основные черты свойственные оро-генным и тафрогенным образованиям Токрауской впадины, устойчиво повторяются в соответствующих проявлениях магматизма в других регионах. Это позволяет обосновать существование формационных рядов Токрауского типа. Орогенный ряд в этом случае представляет собой три последовательных парагенеза формаций: трахидациан-дезит-трахириодацитовой с монцодиорит-монцогранитовой, трахидацит-трахириолито-вой с кварцевомонцонит-монцофанитовой и трахириодацит-трахириолитовой с лейко-гранит-порфировой и с субщёлочно-двуполевошпатоволейкогранитовой. Тафрогенный ряд представляет собой ассоциацию трахиандезибазальт-шошонит-трахириолитовой вулканической, фахидолерит-лейкофанит-порфировой-монцонит-сиенитовой и аля-скитовой и фаносиенит-порфир-трахидолеритовой постплутонических гипабиссальных малых интрузий.

III. Некоторые аспекты петрогенезиса орогенных и тафрогенных магматических комплексов

Разработка ряда положений пефологии орогенных и тафрогенных магматических формаций основана на полученных в процессе их изучения данных об их составе, возрастных взаимоотношениях пород различных фаций глубинности, о внутренней структуре комплексов - формационных видов, о направленности изменения состава пород в пространстве и во времени.

Как следует из приведённого в предыдущих разделах материала, средние и преимущественно кремнекислые породы орогенных комплексов, проявленных в комагматич-ных вулканических, плутонических, изредка гипабиссальных фациях, принадлежат как к нормальному (Южно-Гиссарский тин), так и к умеренно-щелочному (Токрауский тип) петрохимическим рядам и относятся к высококалиевой известково-щелочной, иногда к ультракалиевой петрогенетическим сериям (рис. ЗА). Тафрогенные кремнекислые породы принадлежат главным образом к умеренно-щелочному ряду и к пограничным высококалиевой известково-щелочной и ультракалиевой сериям (рис. ЗВ), а трахиандези-базальты, присутствующие в составе орогенных вулканических комплексов Токрауско-го типа тяготеют к границе областей высококалиевой известково-щелочной и шошони-товой петрогенетических серий.

Орогенные комплексы ,а также базиты и кислые магматиты тафрогенных ВПА - это закономерные совокупности пород, возникающие при последовательных извержениях или внедрениях расплавов, направленно изменяющихся в процессе глубинной кристаллизационной дифференциации магматических очагов . Об этом свидетельствует сериальный характер изменения состава минералов, количественно-минералогического, петро- и геохимического состава пород названных закономерных совокупностей, заключающийся в основном в следующем.

- Состав плагиоклаза изменяется в сторону меньшего содержания анортитовой составляющей, пироксен и роговая обманка сменяются биотитом, содержание которого также последовательно снижается; в тоже время к конечным членам рядов пород увеличиваются содержания щелочных полевых шпатов и кварца. Кроме того, свойственные породам ранних внедрений орогенных комплексов меланократовые гомогенные включения - автолиты, представляющие собой результат сегрегации наиболее ранних продуктов кристаллизации магмы (Т.Б. Ферштатер, 1987), направленно изменяются в последующих внедрениях, практически, растворяясь в массе породы. В целом отмечается свойственное процессу дифференциации соответствие изменения количественно-минерального состава последовательных пород (от относительно основных и тугоплавких к более кислым и легкоплавким) порядку их кристаллизации.

- Основные тенденции изменения петрохимического состава последовательных пород совокупности- серий отражаются, как правило, боуэновским трендом — накоплением в эволюционных расплавах и фиксацией в поздних дифференциатах щелочей, особенно оксида калия как наиболее сильного щелочного элемента при почти неизменных содержаниях Ма20 и снижениях содержаний оксидов тугоплавких элементов - Мц, Ре, Са, "П.

-Дифференцированный характер пород серий подтверждается положительной корреляцией коэффициента Кф с содержаниями БЮ2 (см. раздел И) и группировкой пород вдоль единых практически прямолинейных трендов (рис. ЗС) на диаграмме 5Ю2-С! -показателя степени магматической дифференциации.

- Процессы дифференциации отражает также закономерное изменение содержаний ряда микроэлементов (рис. 5) в последовательных породах комплексов: резкое снижение содержаний Бг, тесно связанного с Са и концентрирующегося в выделяющемся на ликвидусе плагиоклазе, и таких тугоплавких элементов как Сг, Со, V, Си, Бс; увеличение общей железистости и накопление ЯЬ, РЬ, Ва, УЬ, У, Ъх и Ве; обратные коррелятивные соотношения "Л с К, поскольку "Л в мафисалических и салических породах ведет себя как тугоплавкий элемент (Б.Г. Лутц, 1980).

Все перечисленные последовательные изменения состава пород серий, составляющих комплексы, отражая направленность процесса дифференциации магмы, не исключают выявления более сложного их строения. Оно обусловлено прерывистостью процесса дифференциации и приводит к некоторому нарушению общей тенденции изменеимя пород серий, например их гомодромности на уровне более мелких импульсов магматизма— фаз , отдельных импульсов внедрения маг матического расплава. Пантелле-ритовая тенденция в изменении субщелочных кремнекислых пород поздних орогенных и тафрогенных комплексов возникает вслед за массовой кристаллизацией калиевого полевого шпата в условиях предельной калиевой щелочности магмы и увеличения содержаний летучих компонентов, приводящей к перестройке структурных связей элементов, к снижению общей и увеличению относительной натриевой щелочности пород (В.Г. Ванштейн, 1980; Г.Б. Ферштатер, 1987).

Наряду с кристаллизационной магматическом дифференциацией важную роль в образовании орогенных и в меньшей степени тафрогенных магматических комплексов играли процессы гибридизма. контаминации [2, 20], обусловленные смешением основных и кислых магм. Предположение о ведущем механизме в образовании средних по составу пород синтексиса, высказанное Ф.Ю. Левинсоном-Лессингом, получило в последнее десятилетие подтверждение в работах многих исследователей. Приведённые в соответствующих разделах доклада характеристики магматических пород и комплексов в какой-то мере дополняют эти представления, так как раскрывают различный характер гибридизма в последовательных комплексах if позволяют обосновать эволюционную и латеральную изменчивость этих явлений и их роль в развитии орогенного и тафроген-ного магматизма.

Наиболее выразительными признаками гибридизма в породах являются структурно-минеральные. В ранних орогенных комплексах, особенно в породах ранних их фаз таковыми являются следующие [2, 9, 20]: присутствие однообразных долеритоподобных • диалитов — «капель» переохлаждённого базитового расплава (Т.И.Фролова, 1992) и гомеогенных включений, автолитов; гетеротакситовое сложение пород, пятнистое, гло-меропорфировое распределение минеральных ассоциаций пород и повышенные содержания акцессорных минералов; широкое развитие резорбционных, пойкилитовых, реакционных и регенерационных структур минералов, отражающих субсолидусные реакции в гомогенизирующихся расплавах. Сочетание перечисленных признаков свидетельствует об относительной длительности неравновесных условий кристаллизации, возможной при близких объемах смешивающихся магм (С.К. Bacon, 1980) или даже преобладании базитов, обеспечивающих перегрев кислых расплавов. Состав пород этих формаций близок к таковому гранулит-базитового слоя земной коры (рис. 3~А), что допускает анатектически-палингенное происхождение какой-то части полигенного расплава. Крайними дифференциалами таких расплавов обычно являются известково-щелочные породы нормального (иногда переходного к субщелочному) петрохимического ряда, нормально-и высококалиевые с содержанием S¡02 до 73%, кристаллизация при температуре 720-900°С на глубинах не превышающих 35-40 км 11 0- кбар) (И.Н. Биндеман, Т.И. Фролова, 1993).

Иным сочетанием признаков гибридизма обладают породы вторых в типовых орогенных рядах комплексов, в соответствии с которыми можно предполагать, что процесс смешения магм в этом случае уже на ранней стадии гомогенизации расплава прерывается кристаллизацией пород. Базиты (трахиандезибазальты-трахиандезитьг) этих комплексов 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 вкрапленники-диакрнсты кварца, биотита, отмечается калишпатизация андезин-лабрадора. Как убедительно показали B.C. Попов и В.А. Боронихин (1981) диакристы кварца базитов кристаллизовались на ликвидусе кислых расплавов, а затем при смешении магм были захвачены бази-товой и оплавлены; присутствие биотита и калишпатизация плагиоклаза дополняют общую картину контаминации базитов.

Главной особенностью умеренно кислых пород этих комплексов (трахидацитов, кварцевых монцонитов-граносиенитов) являются наряду с умеренной гетерогенностью минеральных ассоциаций й слабо выраженным такситовым сложением пород обилие (до 10%) гидроксилсодержащих минералов. Обычно это биотит, реже роговая обманка, иногда идиоморфная, а также повышенные содержания акцессорных апатита, циркона, сфена, иногда соизмеримые с порфировыми выделениями. Этот факт и последовательное возрастание эксплозивное™ вулканитов от туфов до игнимбритов и игниспумитов свидетельствуют об обогащении магмы летучими компонентами и водой.

Крайними дифференциатами этих смешанных расплавов являются субщелочные породы -высококалиевые трахириолиты с содержаниями 510: до 75-77% (рис. 3-А, 1-2, Г-2, 11-2, 1Г-2). что в сочетании с перечисленными признаками свидетельствует о смешении базитов с частично раскристаллизованными кислыми магмами при ограниченности взаимодействующих объёмов, о слабой гомогенизации расплава и в то же время об усилении флюидно-диффузионного воздействия базитовых магм на кислые. Это возможно при некоторой пространственной разобщенности первичных магматических очагов и при кристаллизации магмы на глубине менее 30 км (7-10 кбар) при температуре 680-820°С в водных условиях (Yagi, ТакезИца, 1987).

В позднеорогенных комплексах лишь самым ранним спорадически проявленным породам (трахидациандезитам-кварцевым сиенитам) свойственны такситовое сложение и неравновесное сочетание минералов (пироксена с биотитом), тогда как преобладающие в них породы (трахириолиты-субшелочно-двуполевошлатовые лейкограниты) характеризуются предельно высокими содержаниями полевых шпатов (ортоклаза, микроклина), кварца а акцессорных минералов — апатита, циркона, флюорита и широким развитием автометасоматических процессов. Породы такого состава не известны в гранито-гнейсовом слое земной коры (рис. ЗА), что, учитывая исключительно высокую экспло-зивность их" вулканических фаций позволяет считать, что в их образовании также принимали участие процессы гибридизма. В этом случае контаминация кислых расплавов происходит главным образом, под воздействием легкоподвижных и летучих компонентов. отделявшихся от базитовой магмы. Возможность такого механизма образования пород на небольших глубинах (~5 кбар) при температуре 640-780°С, в частности суб-щелочно-щелочносалических обоснована экспериментальными исследованиями (Э.Г. Конников и др., 1980; 1981), и такой синтексис определен как флюидно-диффузи-онный (Г.Л. и Н.Л. Добрецовы, 1974, 1982).

Таким образом, аддитивные признаки гибридных пород последовательных ороген-ных формаций типовых рядов свидетельствуют о том, что масштабы, характер и формы синтексиса во времени изменяются: смешение значительных объемов базитовых и кислых расплавов сменяется взаимодействием ограниченных объемов базитовых магм с частично раскристаллизованными кислыми при усилении флюидного воздействия на них, а затем преобладанием и роли флюидно-диффузионного механизма синтексиса.

Реальность механизма синтексиса и различных его форм в зарождении расплавов, формирующих орогенные формации, подтверждается также аддитивностью петро—геохимических признаков последних. Обращают на себя внимание противоположные тенденции в изменении содержаний магния и железа по отношению к 5Ю2: в породах, близких по составу к базитам, намечается рост содержаний магния и снижение содержания железа, а в кислых породах — наоборот. Это свидетельствует не только о поли-генности магм, но и о сохранении некоторой независимости их производных различного состава. Смешением магм объясняются, скорее всего, несвойственные Средним и особенно кислым породам содержания и поведение ряда микроэлементов (рис. 5): повышенные концентрации с их снижением от ритма к ритму магматизма (в связи с изменением характера гибридизма) таких главным образом когерентных элементов как Со, Сг, N'1, V, Си, Бс, "П, 8г и пониженные с последовательным ростом Ва, '¿г, УЬ, У. Анализ латеральной изменчивости орогенных формаций в конкретных регионах позволяет также считать, что аддитивное признаки и охарактеризованная их эволюция свойственны главным образом формациям типовых рядов, тяготеющих, как правило, к внутренним частям орогенных сводов. В периферических и пограничных шовных зонах этих структур роль гибридизма в образовании пород снижается, отражая обратную корреляционную зависимость с мощностью и жесткостью земной коры, и сводится главным образом к флюидно-диффузионному воздействию на кремнекислые расплавы.

Со сменой орогенного режима тафрогенным в характере гибридизма и его роли в формировании магматических формаций происходит качественный скачок. Практическое отсутствие в тафрогенных породах признаков, свидетельствующих о неоднородности расплава, о неравновесных условиях кристаллизации, то есть о непосредственном смешении базитовых и кислых расплавов позволяет предполагать значительную пространственную разобщенность их источников. В то же время ряд вещественно-структурных признаков этих пород свидетельствуют об активном в условиях относительной стабильности режима флюидно-диффузионном взаимодействии контрастных по соста-' ву магм. Можно полагать, что это взаимодействие приводит, к некоторому обогащению исходных базитовых расплавов кремнекислотой (преобладают породы с содержанием 5Ю2>5 1 %), а кремнекислых — легкоподвижными некогерентными летучими компонентами (рис. 5, [6, 8]). Именно этот тип синтексиса, как видно, предопределяет появление неизвестных в сиалической протокоре субщелочно-и щелочно-салических пород, в том числе литиевослюдистых. Этим гибридным породам свойственны высокие содержания щелочных полевых шпатов, в том числе микроклин-перитита, и гранофи-ровые структуры, щелочные темноцветные минералы при преобладании среди темноцветных биотита, высокие содержания разнообразных акцессорных минералов, предельная для кремнекислых магматитов суммарная и калиевая щелочность и пантелле-ритовая 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. Из перечисленных признаков и следует, что тафрогенному магматизму свойствен, в отличие от орогенного, флюидно-диффузионый механизм синтексиса пространственно разобщённых магматических очагов.

Наименее гибридизированные спорадически присутствующие в составе орогенных комплексов и тафрогенные базиты (трахиандезибазальты-шошониты, монцониты) характеризуются, с одной стороны достаточно противоречивыми вещественными признаками —значительными колебаниями в них К20, ТЮ2 и других оксидов, с другой — сходством, однотипностью пород и их ассоциацией в различных регионах (рис. 3). Это свидетельствует о независимости их состава от состава разнородного фундамента, что подтверждается также несоответствием этих магматитов породам гранулит-базитового слоя земной коры. Как правило, это низкомагнезиальные глиноземистые породы (в орогенных А1303>16,8%, Mg0/Al20.^ <0,35; в тафрогенных АГ203>15,5, М£0/А1203 <0,45), которые по экспериментальным данным могут представлять собой расплавные обособления из более магнезиальных мантийных магм на глубинах около 30 км. В то же время, принадлежность этих пород к высококалиевой известково-щелочной и главным образом шошонитовой сериям и в целом высокие содержания в них, особенно в тафрогенных базитах некогерентных элементов - К., №, Ва, Бг, УЬ, У при дефиците ЫЬ (рис. 5) приближают эти базиты в внутриплитным, исключают возможность магмообразования из истощенного субстрата и позволяют предполагать (Котак й а1., 1986) их выплавление из вещества обогащенной мантии. Отношение 87Зг/Х68г для тафрогенных шошони-тов Южного Гиссара (1,704-1,706) подтверждает их мантийное происхождение, исключая значимую ассимиляцию корового материала, а их высокая эксплозивность свидетельствует о высокой газонасыщенности.

Сочетание перечисленных характеристикнорогенных и тафрогенных базитов и их вещественная близость кответствующим поставу вулканитам островных дуг (рис. 3-В) позволяют предполагать, что они могут образовываться в процессе глубинной дифференциации малоглубинных (не более 40-65 км), мантийных расплавов, в которых к базальтовой магме, возможно толеитовой, «добавляется мантийное вещество, привносящее в магму щелочную и кислотнуюставляющие в эквивалентныхотношениях, в том числе и кремнезём» (Б.Г. Лутц, 1980, 62). Значительные колебания од-новозрастных базитов конкретных комплексов по уровню щелочности, особенно калиевой, допускают как неравномерность процесса обогащения мантийногобстрата глубинным флюидным веществом, приводящую к его неоднородности, так исуществование разноглубинных магматических очагов. Антидромный характер эволюции базитов (от орогенных к тафрогенным)возрастаниемдержаний щелочей, ТЮ?, СаО и обогащением поздних расплавов некогерентными элементами (К, N8, Бг, Ве, УЬ, У)идетельствуют, вероятно, о последовательном углублении мантийных выплавок.

О происхождении кремнекислых магм позволяют судить следующие важнейшие характеристики соответствующих пород и их серий-комплексов: преобладание в орогенных комплексах кремнекислых пород и самостоятельность последних по отношению к базитам в тафрогенных (рис. ЗВ, ЗС; 5); преобладание в кислых породах калия над натрием; соответствие большинства из этих пород гранитовой котектике, свидетельствующие об их кристаллизации при низком давлении («5 кбар) на малых глубинах (<30 км), что подтверждается также образованием надочаговых магматогеннотектонических проседаний; близость петрохимических параметров кремнекислых магматитов ранних орогенных формаций к составам пород главным образом гранит-метаморфического слоя сиапической протокоры (рис. 3-А); кларковые или близкие к ним содержания (рис. 5) в кремнекислых породах различных комплексов когерентных элементов, - Сг, Со, Бс. V, Си, "П и преобладание Ва над 5г, что также сближает их с породами гранит-метаморфического слоя; приуроченность орогенных и в меньшей степени тафрогенных комплексов к блокам с неглубоко залегающим кристаллическим фундаментом. В то же время кислым породам поздних орогенных и тафрогенных комплексов, как уже отмечалось, свойственна обогащённость по сравнению с породами гранит-метаморфического слоя коры кремнекислотой и щелочами, особенно калием, пантеллеритовая тенденция в развитии субщелочно-кремнекислых серий, повышенные содержания Бг и пониженные Ва, У, УЬ, исключительно высокая эксплозивность пород, свидетельствующая о высокой их газонасыщенности.

Совокупность признаков кислых пород орогенных и тафрогенных формаций позводиет предполагать коровую природу магм ( 5г/к"5г=0,708+0,7 10 для наименее гибриди-чированных тафрогенных трахириолитов, Южный Гиссар), зарождающихся при палин-г енно-анатектическом плавлении метасоматически подготовленного фанит-метамор-фического слоя земной коры. Гомодромная эволюция кремнекислых пород последовательных орогенных формаций и сменяющих их тафрогенных изменения состава пород обусловлена, скорее всего, усилением во времени термально-метасоматической флю-идно-диффузионной проработки субстрата и образующихся расплавов и в какой-то мере с «всплыванием»на фоне сводообразования магматических масс в приповерхностные слои земной коры.

Геологическая и вещественная характеристика орогенных и тафрогенных магматических комплексов и изложенные автором представления о петрогенетических процессах матмогенеза, порождающих расплавы исключительной полигенности и соответствующее породообразование, согласуется с пониманием геодинамики орогенного и тафро-генного режимов, отражающих различные стадии сводообразования в развитии ПП. В соответствии с пульсационным характером развития Земли (Г:.II. Милановский, 1978), сводообразованию предшествует эпоха преобладания процессов растяжений-проседаний. сопровождаемых мантийным магматизмом, с постепенным нарастанием процессов сжатия-воздымания. От этой эпохи подвижные системы унаследуют интенсивный разогрев и относительную пластичность земной коры, а также высокое положение мантийных магматических очагов (Е.В. Артюшков, 1979). Проявление орогенного режима, отражающего эпоху преобладания деформаций глубинного сжатия, Офаничивает процессы зарождения и проникновения мантийных расплавов в относительно пластичную земную кору. Мантийные расплавы при этом режиме не столько проникают в кору, сколько наращивают её снизу, вызывая изостатическое сводообразование коры. При этом происходит интенсивное воздействие этих расплавов на коровый субстрат, которое обеспечивает его прогрев, метасоматическую подготовку, плавление и зарождение коровых очагов и инициирует тем самым процессы смешения разноглубинных магм и появление гибридных. Различные формы и масштабы синтексиса являются одной из главных причин всего разнообразия и спецификации орогенных и тафрогенных магма-гитов.

Пульсационно-ритмическое проявление орогенного магматизма со сменой в каждом из ритмов импульсов относительного растяжения последовательно нарастающим сжатием обусловливает относительную 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 пород-формаций сопровождается при нарастающем сжатии ростом внедренности магматических пород—сменой вулканических фаций субвулканическими и затем плутоническими. В то же время дискретно-направленное изменение геодинамического режима во времени, заключающееся в усилении роли начального относительного растяжения и ослаблении роли деформаций предопределяет специфику проявления каждого его ритма и сопровождающего его магматизма.

На начальных этапах развития орогенного режима (рис. 7) при наиболее прогретой, пластичной и слабо проницаемой земной коре и сближенности в магматической колонне мантийного и коро.вого маг матических очагов и максимальных для этого режима условий сжатия создаются благоприятные условия для смешения значительных объемов мантийного и корового вещества и становления магматических пород с разнообразнымн признаками гибридизма. Последующие ритмы орогенного магматизма отражают эволюцию ряда явлений, обусловленных преобладанием напряжений сжатия. С одной стороны, в связи с уплотнением подкоровой части мантии, сокращается объём астено-сферных линз и углубляются мантийные очаги, с другой - происходит охлаждение и увеличение жёсткости коры, которое приводит к расширению в пространстве и «всплы-ванию» корового магматического фронта в области приповерхностных растяжений орогенных сводов (Э.П. Изох, 1958) и к выплавлению всё более низкотемпературных магм. В соответствии с этим происходит разобщение, поляризация в вертикальной магматической колонне мантийных и коровых очагов (7-11, 111) и изменение характера гибридизма. С каждым последующим ритмом магматизма объемы непосредственного массо-обмена между мантийными и коровыми расплавами уменьшаются и увеличивается роль в магмообразовании флюидно-диффузионных форм гибридизма.

Таким образом,рии пород орогенных магматических комплексов представляютбойммарный результат различных процессов магмо- и петрогене!а —лективного плавления мантийногобстрата и палингенно-анатектического корового,ешения мантийных и короных магм, гомогенизации и кристаллизационной дифференциации расплавов в промежуточных магматических очагах. Временные парагенезы, ряды орогенных магматических комплексов представляютбой закономерные дискретно-ритмичные ассоциации петрогенетическихрий пород [50, 51] — производных независимых полигенных магматических очагов, возникших в результате обособленных актов плавления мантийного и коровогобстратов, различных формешения расплавов и последующей их дифференциации .Все эти разнообразные процессы отражают пульса-ционно-направленное развитие одноименного режима. Последовательным членам ряда комплексов неойственна, как предполагалось ранее (Магматические формации СССР, т. 2, 224), форма преемственностистава, заключающаяся, «в однотипности пород последних фаз более ранних членов ряда истава первых фаз последующих членов». Напротив, однофациальные члены ряда разделены антидромнойенойстава пород, а преемственность заключается в том, чтоставы как начальных (за исключениеморадически присутствующих базитов), так и-конечных фаз каждого последующего члена ряда комплесов, а такжеедневзвешенные ихставы и главные моды по 510:ещены в области более кремнекислых пород. В целом гомодромная направленность изменениястава орогенного ряда комплексов иответствующие изменения всех признаковставляющих их пород отражает эволюцию исходных расплавов, обусловленную направленным изменением условий магмогенерации в развитии орогенногоодообразования.

Эволюция орогенного режима — усиление на каждом последующем его этапе роли начальных напряжений растяжения, сменяющихся нарастающим сжатием, приводит к качественному его изменению, к появлению тафрогенного режима [29, 34, 50, 52]. Последнему, в отличии от орогенного, напряжения растяжения столь же свойственны, как и сжатия, которые кроме того, часто перемежаются по времени. Смена динамик развития подвижных систем сопровождается прогрессирующим разобщением в вертикальной магматической колонне мантийных и коровых очагов (рис.7-1У). Первые продолжают' углубляться в более высокотемпературные области, вторые "всплывают" в относительно охлаждённые и жёсткие слои земной коры, сохраняющие некоторую пластичность лишь в надочаговых куполах орогенных сводов. Всё это обуславливает на тафро-генной стадии развития подвижных систем сочетание, перемежаемость сопряженного с растяжениями пассивно-рифтогенного грабенообразования, сопровождаемого шотонит-.монцонитовым магматизмом, с остаточным надочаговым куполообразованием и сопряжённым с ним субщелочно-кремнекислым коровым магматизмом. Значительная разобщённость в пространстве магматических очагов практически исключает возможность непосредственного глубинного смешения расплавов, создавая, однако/благоприятные условия для проявления флюидко-диффузионных форм гибридизма. В результате качественно новых явлений тафрогенные вулканические, дайковые (гипабиссальных малых интрузий) и плутонические формации представляют собой закономерные 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, образованные в результате дифференциации соответствующих магматических очагов. Однако значительная роль флюидно-диффузионного гибридизма главным образом коровых расплавов, в какой-то мере сближает по некоторым признакам породы различного происхождения.

Таким образом, в развитии магматизма сопровождающегося формированием ороген-но-тафрогенных сводов сочетаются две тенденции — гомодромная и антидромная. 11ервая отражает закономерность породообразующих петрогенетических процессов в магматическом очаге (дифференциации) и обусловливает сериальный характер изменения состава последовательных магматитов. Антидромная, отражает закономерности магмогенерирующих процессов, происходящих под влиянием периодически возобновляющегося энергетического воздействия на магматическую систему (плавления, гибридизма), и обусловливает нарушение сериального характера изменения состава магматических пород и дискретную смену всех структурно-вещественных их признаков.

Выявленные закономерности орогенного и тафрогенного магматизма, раскрывая внутреннюю суть процесса сводообразования в Г1П, имеют важное прикладное значение. Известно, что проблема расчленения и корреляции магматических комплексов, особенно наземных стратифицированных вулканических толщ остается сложной и решаемой неоднозначно. Значительные трудности при выделении региональных подразделений этих образований и их корреляции в какой-то мере обусловлены их специфическими особенностями —пестротой и невыдержанностью по площади их литолого-фациалыюго облика; повторением на различных возрастных уровнях пород близкого состава. обилием экструзивно-жерловых, субвулканических и гипабиссалыю-интрузив-ных тел; развитием разрывных нарушений дуго- и кольцеобразной формы и многих других, затушевывающих их последовательность. Осложняющим моментом является также невозможность прослеживания этих вулканических толщ на значительные расстояния из-за их локализации в пределах овальных, часто разобщенных структур. Помимо объективных причин, проблема расчленения магматических, особенно вулканических образований, долгое время осложнялась отсутствием единых разработанных правил выделения подразделений этих пород, а применение законов суперпозиции и оиосфатиграфических методов, несмотря на значительные успехи в изучении палео-флоры и пресноводной фауны, не дают желаемых результатов. В этой ситуации естественным является привлечение к расчленению и корреляции магматических, в том числе наземных вулканических образований формационного принципа [65], отражающего генетическую природу ассоциаций пород и основанного не только на специфических, индикаторных структурно-вещественных'признаках, но и на сериальном характере их изменения, на фациальном разнообразии по уровню глубинности вулканических пород и определённых соотношений этих фаций, на участии магматитов в строении магмато-генных структур определённой сложности. Выделяемые подразделения любого иерархического уровня (фазы, комплексы или формации и их ряды, ВГ1А), должны представлять собой закономерные ассоциации пород, обладающие постоянством или упорядоченным изменением всех перечисленных признаков и отражающие ход развития магматического процесса; границами подразделений должны служить значимые на соответствующем иерархическом уровне нарушения этих параметров, которые обычно совпадают со значительными перерывами в магматическом процессе или изменениями в его характере (Ю.А. Кузнецов, 1964; Магматические формации СССР, 1979; Расчленение и корреляция магматических и метаморфических образований при крупномасштабном геологическом картировании, 1988), [7, 20, 21, 31, 65, 71]. На основе этого принципа орогенные и тафрогенные магматические проявления Казахстана и Средней Азии расчленены автором доклада на вулканические, (с подразделением на покровные, экстру-зивно-жерловые и субвулканические образования) лайковые (гипабиссальных малых интрузий) и плутонические комплексы. Обосновано существование вулкано-плутони-ческих ассоциаций и рядов магматических формаций различных типов [1, 2, 7, 9, 15, 16, 20, 22, 23, 28,39, 42, 54, 60, 65, 70].

IV. Магматогеннотектоническис аспекты проявления орогенного и тафрогенного магматизма

Многие годы:области развития орогенного и тафрогенного магматизма в ПП интерпретировались как синклинории с пологими, часто изометричными синклиналями, разделенными узкими гребневидными антиклиналями. В распределении магматических образований важная роль придавалась линейным разломам, кольцевые дайки считались экзотическими образованиями. Однако с начала 60-ы.\ годов в нарастающем количестве стали появляться описания кольцевых структур—систем кольцевых даек, вулкано-тектонических депрессий, изометричных плутонов, в связи с чем появилась необходимость определить новые понятия и роль этих образований в развитии различных регионов, дать их типизацию, установить характер связи с ними полезных ископаемых. Все эти вопросы не только для структур подвижных поясов, но и платформ, включая историю изучения магматогенных центрально-кольцевых структур (МЦКС) основанную на обзоре мировой литературы, и анализ предпринятых систематизации по различным признакам, рассмотрены автором в ряде публикаций [3, 7, 10-12, 20, 25, 30 и др.], и главным образом в монографии [20]. Основные положения этих работ, касающиеся магматогенного структурообразования в ПП сводятся к следующему.

Круговые, кольцевые или овальные в плане формы и образованные ими структуры различных иерархических уровней играют, наряду с линейными, важную, роль в строении верхней оболочки Земли. Они имеют различный генезис, но наиболее обширна среди них категория магматогенных, возникновение которых обусловлено процессами развития Земли —магматогенного диапиризма на фоне поднятий, сводообразований.

Под МЦКС автором понимается совокупность закономерно взаимосвязанных магматогеннотектонических и магматических форм (круговых, овальных, кольцевых, дуговых и цилиндрических, воронкообразных, конусовидных, куполовидных и т.д.). возникающих в результате локализации образований одной ВПА вокруг единого центра магматической активности. Такие структуры, в различной мере определяющие геологическое строение различных участков земной коры, отражают роль в формирующем их геодинамического режиме поднятий, сводообразований.

Термин «магматогенная центрально-кольцевая структура» принят автором как Термин «магматогенная центрально-кольцевая структура» принят автором как наиболее общий, объединяющий крайние случаи, когда в их строении участвуют только вулканогенные образования (термин становится синонимом понятию вулкано-тектони-ческая структура), только лайковые (кольцевые интрузии) или только плутоногенные фации магматитов (магматический комплекс центрального типа), и наиболее обычные случай сочетания вулканогенных, гипабиссальных малых тел, плутоногенных и магма-югеннотектонических элементов.

Главными процессами, формирующими все разнообразие магматогенных структур верхней оболочки Земли и их признаков, являются процессы её внутренней геодинамики, которые и положены в основу генетической классификации МЦКС, приведённой на рисунке 8. Известно, что гравитационная неустойчивость Земли в системе Зёмля-Луна (10.И. Авсюк, 1988) и порождаемые ею пульсационные процессы тепло-массопереноса на пути Земли к конечной симметрии вращающегося одноосного эллипсоида или шара (И.И. Шафрановский, 1968, 1985) реализуются в тектоносфере в явлениях растяжения-сжатия, воздымания-оседания. Различные сочетания, соотношения и взаимодействие этих процессов составляют все разнообразие геодинамических режимов, фиксируемых, кодируемых формами и сочетаниями форм магматических тел. Подвижным поясам в общем случае свойственно (В.Е. Хаин, 1973, 1981, 1986; В.В. Белоусов, 1978, 1986; Е.В. Артюшков и др., 1982 и др.) пульсационное развитие с дискретным проявлением ряда режимов (рис. 8): от относительного преобладания процессов растяжения и оседания через режимы с последовательным усилением роли сжатия и воздымания до их уравновешивания, затем к сводообразующим режимам с преобладанием глубинного сжатия и воздымания и нарастанием приповерхностных вершинных растяжений и оседании

Формирование структур в условиях специфического для каждого режима взаимодействия различных напряжений подчинено главным образом законам симметрии. Известно (принцип Кюри-Шафрановского), что в поле земного тяготения все, что развивается горизонтально, подчиняется билатеральной симметрии, а растущее но вертикали приобретает радиально-лучевую симметрию конуса. Однако на симметрию формирующегося тела (структуры) накладывается симметрия порождающей среды, и результативная его форма, сохраняет только те элементы своей собственной симметрии, которые совпадают с элементами, наложенными средой (П. Кюри, 1908; русский перевод, 1966). В соответствии с тремя возможными вариантами наложения симметрий растущего по вертикали магматического тела и среды, режимам преобладающего растяжения (несовпадение симметрий) свойственны структуры воспринимающие симметрию среды, т.е. линейные (рис. 8, режимы I, X), хотя содержат иногда элементы диссиммерии (Кюри. 1966); режимы с сосуществованием в различных соотношениях явлений растяжения и воздымания (частичные совпадения симметрий) обусловливают различные сочетания структур линейной и круговой категории (рис. 8, режимы П-1Х), а также проявление структур со сложной и криволинейной симметрией (Д.В. Наливкин, 1925). Как следует из этого, МЦКС формируются как преобладающие, и часто с идеальными круговыми очертаниями при совпадении в различной мере симметрий среды и развивающихся магматических тел, т.е. в процессе проявления сводовых режимов (рис. 8, режимы \T-VIII). Таким образом, характер магматогенных структур и закономерности их формирования предопределены соотношениями динамики формирующихся тел и тектонических напряжений порождающей среды; в то же время эти структуры фиксируют своим строением режим и являются объектами для его расшифровки.

Другая 'закономерность формирования МЦКС обусловлена таким проявлением сил земного тяготения, которое определено Л.В. Шубниковым (1975) как понятие об антиравенстве, об антиравных образах, или антиобразах. В соответствии с этим понятием на фоне общего проседания, прогибания среды возникают компенсирующие его «антиобразные» структуры, в том числе первично—положительные магматогенно-диапировые формы (вулканы центрального типа).Напротив, преобладающее воздымание среды формирует структуры,«уравновешивающие» магматогенный диапиризм и состоящие главным образом из форм, отражающих компенсационные проседания, обрушение, т.е. «обращение» первично-диапировых форм. В соответствии с этим автором показана [20, 30 и др.] неправомерность подразделения МЦКС на положительные и отрицательные, поскольку они, в связи с чередованием в развитии геодинамических режимов процессов проседаний и воздыманий, обычно представляют собой различные сочетания положительных и отрицательных форм. В то же время диссертантом предложено выделение двух генетически различных классов МЦКС— «необращённых», характерных для режимов преобладающего проседания среды, и «обращенных», возникающих в условиях ее воздымания (рис. 8); переходным режимам свойственны сочетания структур обоих классов.

Каждый из выделенных классов МЦКС подразделён на четыре типа (рис. 8), отражающих степень продвинутости, зрелости дискретно развивающихся процессов воздымания, с которыми коррелируется характер их развития. Основными признаками типов структур являются: состав магматических пород, соотношения вулканических, плутонических и лайковых проявлений, форма тел, роль магматогенных (кольцевых, конических, радиальных) разрывных нарушений, размер структур, совершенство их форм и т.д.

Как уже отмечалось, необращенные МЦКС свойственны режимам преобладающего растяжения-прогибания и их рассмотрение выходит за рамки настоящего доклада. Однако необходимо отметить некоторые их черты, помимо не свойственного им процесса «обращения», обусловливающие их положение в общей классификации магматогенных структур [20, 30]. По совокупности признаков необращенные МЦКС подразделены на последовательно усложняющиеся по своему строению типы, названные по преобладанию в них соответствующих образований «вулканическим», «субвулканическим», «вулкано-субвулканическим» и «плутоно-вулканическим» (рис. 8, режимы II-V). Все они тяготеют к участкам относительных поднятий и образованы базитами и их дифференциатами (до кремнекислых), проявленными в эффузивной (покровной и экс-трузивно-жерловой). пирокластической и субвулканической и гиповулканической фациях; плутонические образования, лишь в редких случаях являются элементами структур этого класса из-за разобщённости уровней вулкан-очаг по вертикали. Структуры невелики по размерам (от первых км до ЗОх',5) и являются формами или совокупностью форм первичных вулканических построек центрального типа: от моногенных шлаковых конусов, куполовидных, грибообразных экструзивов и субвулканов до полигенных, но несложных но строению стратовулканов, обычно с ггериклинальным падением пород, иногда с вершинными кальдерами или кратеро-кальдерными провалами. Роль синвул-каничсских разрывных нарушений, последовательно нарастающая при усложнении структур, в целом, но сравнению с обращенными структурами, не велика.

Обращенные МЦКС возникают в результате магматогенного диапиризма на фоне сводообразующих тектонических напряжений и в общем случае механизм их формирования сводится к следующему [5, 20]: надочаговое сводо- и куполообразование, сопровождаемое возникновением центрального жерла, конических трещин, расколов и излияниями, извержениями, внедрениями расплавов вдоль них, сменяется по мере опустошения магматических камер и снижения магматического давления возникновением кольцевых трещин и расколов и проседаниями, обрушениями вдоль них. Естественно, что размеры и сложность этих структур и состав образующих их магматитов обусловлены глубиной промежуточного магматического очага и интенсивностью сводообразо-вания, однако в целом обращенным МЦКС свойственны гибридное и коровое происхождение слагающих их пород, сближенность уровней вулкан-очаг (вулкан-плутон) и отсюда отчетливо выраженная комагматичность вулканических, дайковых и плутонических образований, участие плутонов в строении структур, относительно крупные размеры, значительная роль в формировании магматогенных разрывных нарушений, отчетливое преобладание обращенных вулканических форм и реликтовый характер первично-вулканических. По значимости в строении этих МЦКС различных элементов, отражающей зрелость сводообразования, они подразделены на вулканогенный, вулка-но-плутоногенный, дайково-плутоногенный и плутоногенный типы [7, 20, 30], (рис. 8, режимы V1-IX, табл. 1).

В вулканогенный тип (начальное сводообразование при магмогенерации на глубине 35-40 км) объединены структуры, главными элементами которых являются овальные (80-150 км) компенсационно-конседиментационные, вулканогенные мульды (см. разд. 1.1). образованные продуктами щитообразных вулканов центрального типа; состав пород колеблется от андезитов до дацириолитов (нормального и субщелочного рядов). С .мульдами сопряжены расположенные вдоль дугообразных ослабленных зон немногочисленные экструзивно-жерловые и субвулканические тела. Комагматичные вулканитам 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 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, также дугообразных но форме или образующих центральные плутоны. Состав магматических пород обычно колеблется от дацитов, трахидацитов (гранодиоритов, кварцевых монцонитов) до рио-литов, трахириолитов, гранитов, монцогранитов . Появление конических, кольцевых и радиальных разрывных нарушений свидетельствует об усилении роли магматогенного кузолообразования и компенсирующих его кальдерообразных проседаний в формировании структур этого типа.

Структуры дайково-плутоногенного типа (30x40 км при магмогенерации на глубине <30 км)—это небольшие пологие мульды-впадины, окруженные прерывистыми концентрическими зонами магматической проницаемости—кольцами-цепочками конических и кольцевых экструзивно-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. Образованы они обычно трахириолитами-субщелочными лейкогранитами.

В структурах плутоногенного типа роль покровных вулканических пород незначительна: они заполняют небольшие (первые км в диаметре при генерации магмы на глубине не более 20 км) вулканогенные кальдерообразные впадины. Главными элементами этих структур являются изометричные гранитоидные плутоны в сочетании с дайковыми, субвулканическими и экструзивно-жерловыми образованиями. Все они приурочены к сложной системе кольцевых и иолукольцевых расколов, приводивших к формированию многоступенчатых котлообразных депрессий-впадин, игравших, вероятно, важную роль в образовании камерного пространства для центральных плутонов (механизм «обмена местом», по A.B. Авдееву, 1965). Типичные для этих структур трахирио-литы-аляскигы обычно являются составной частью контрастно-бимодальных ассоциаций.

Для обращенных МЦКС характерно совмещение в пространстве различных их типов с образованием сложных концентрических или эксцентрических их систем (см. разд. Il, III, рис. 4, 6), [7, 20, 30]. Установлено, что в наиболее полных системах структуры охарактеризованных типов представляют собой дискретный эволюционный ряд от вулканогенного до плутоногенного типа с последовательным усложнением их фаци-ально-фазового внутреннего строения, увеличением «внедрённости»магматических образований, направленным изменением состава пород (от среднего до ультракислого, умеренно-щелочного) и их структурно-фациапьных характеристик (см. разд. III) и, наконец, уменьшением размера структур. Дискретно-последовательные изменения всех признаков структур во времени обусловлены соответствующим приближением к поверхности порождающих магматических очагов и возрастанием зрелости континентальной земной коры —■ последовательным увеличением её мощности и снижением пластичности и проницаемости. В то же время индивидуальные черты каждой конкретной структуры находятся в рамках типовых признаков, обусловленных закономерной однотипностью формирующих структуры процессов на различных этапах сводообразо-вания.

В пределах перечисленных разнотипных структур и их систем, являющихся в определённый отрезок времени зонами реализации эндогенной магматической активности, сосредоточиваются рудоносные и рудогенерирующие процессы, в связи чем охарактеризованные структуры являются вулканогенно- или магматогенно-рудными центрами (МРЦ), системами (MPC) и поясами (МРП) (М.М. Василевский, 1974); [17, 18]; (Г.М. Власов, 1979); [20, 26, 32]. МРЦ понимаются автором как совокупности генетически или парагенетически взаимосвязанных магматических, магматогенных, магмато-геннотектонических, гидротермально-метасоматических, минеральных и рудных образований, объединенных пространственно-временной принадлежностью к МЦКС и порождённых процессами развития единого гипоцентра магматической активности. Анализ материалов по ряду регионов [17, 18, 20, 26, 32, 64] показал, что каждому из типов МЦКС свойственна определённая минерагеническая специализация (табл.1), что позволило выделить соответствующие типы МРЦ. При этом, если представления о закономерности сонахождения близких по вещественным признакам магматических комплексов в пределах МЦКС получали всё новые доказательства, то углубленное изучение месторождений в ряде случаев не подтверждало положения об их генетической связи с определёнными магматическими формациями. На некоторых, например, редкометалль-ных месторождениях, для которых связь с аляскит-гранитовыми комплексами часто достаточно убедительна, не удалось обнаружить материнские граниты (м-ние Верхние Кайракты, Казахстан), на других оруденение оказалось наложенным на грейзенизиро-ваниые дайки, предшествующие этим гранитам (м-ние 'Гайшек, Каз-н) или даже на более древние плутонические комплексы —лейкогранитовые (Акчатау, Каз-н; хребет Са-рычева северо-восток России), гранодиорит-граниговые (Восточный Сихотэ-Алинь и др.). Наконец, появились примеры связи редкомегалльного оруденения не только с гглутоническим, но и с вулканическим комплексом (Тунумская вулкано-плутоническая рудоносная система Охотско-Чукотского вулканического пояса (Н.М. Фролов, В.А. Гурьянов, 1979)). В этой структуре установлено два типа редкометапльной минерализации и два импульса рудообразования: один связывается с заключительными проявлениями вулканической деятельности, второй —с преобладающим гранитоидным магматизмом. При этом рудопроявления различных минеральных типов образуют единый ряд (от низкотемпературного вулканогенного к среднетемпературному плутоно-генному), в котором они связаны между собой так же, как и члены вулкано-плутониче-ской ассоциации.

Перечисленные примеры сопряженности однотипного оруденения с различными магматическими комплексами в совокупности с изложенным выше пониманием процессов петрогенезиса и закономерностей развития МЦКС привели автора к представлению об эволюционно-парагенетическом характере связи рудных и магматических образований [17, 18, 26, 32]. В соответствии с ним рудная минерализация является конечным продуктом формирования не конкретного комплекса, а МРЦ или MPC в целом в связи с последовательным насыщением развивающейся магматической системы водно-флюидной фазой. При таком характере связи объяснима, с одной стороны, предпочтительная сопряжённость рудогенерирующих процессов с гранитоидами как наиболее поздними магматическими проявлениями МРЦ, с другой — возможность при отсутствии гранитоидов наложения этих процессов на более ранние магматиты этой системы или даже предшествующей. Зависимость особенностей МЦКС различных типов и соответствующих им МРЦ от глубины и условий магмогенерации, особенно от характера синтексиса (см. разд. III), распространяется и на их металлогеническую специализацию (табл. 1). В общем случае с МРЦ вулканогенного типа (максимальная для орогенного режима глубина магмогенерации при интенсивном синтексисе) ассоциируют рудопроявления меди, молибдена, полиметаллов, золота, серебра, высокоглинозёмистое сырьё; МРЦ вулкано-плутоногенного типа (умеренные глубины магмогенерации при ограниченном синтексисе) свойственна молибден-медно-порфировая и медно-свинцово-молибденовая минерализация, проявление золота, серебра, высокоглинозёмистое сырьё; дайково-плутонический тип центров (малые глубины магмогенерации при ограниченности синтексиса) характеризует молибден-вольфрамовые, медно-молибденовые, олово-серебряно-полиметаллические, ниобий-иттриевые оруденения; плутонический тип МРЦ (минимальные глубины магмогенерации при флюидно-диффузионном синтексисе) завершающий эволюционный ряд, имеет ярко выраженную комплексно-редкометалльную специализацию.

Металлогеническая специализация МРЦ предопределяет их потенциальную рудо-носность, а реальная рудоносность, как следует из анализа материалов по Казахстану и Средней Азии и некоторых других регионов [17, 18, 20,32], свойственна главным образом тем МРЦ, в которых наблюдаются отклонения от типового их развития, способствующие, вероятно, процессам рудогенеза. Эти 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 синхронных базитов, в связи с пограничным положением МРЦ и т.д. Кроме того, по данным В.Г. Ванштейна, Ю.Б. Марина, Т.Т. Скублова (1981) рудоносным комплексам свойственно нестандартное поведение отдельных элементов. Эта закономерность наряду с установленной концентрической или эксцентрической зональностью рудной мине

В.И. Сухов, 1968, 1979 и др; Н.П. Лаверов и др., 1972; [17, 18, 20, 32] и др.) и с выявленной рудоконтролирующей ролью специфических —круговых, кольцевых и радиальных структурных элементов (В.А. Невский, 1973, 1975), [7, 17, 18, 20, 32] свидетельствуют о том, что формирование МЦКС и МРЦ различных типов является важнейшей закономерностью проявления орогенного и в какой-то мере тафрогенного магматизма, имеющей прикладное значение.

V. Типизация орогенных и тафрогенных образований и их эволюция в развитии ПП. Районирование ВПП,

Сравнительный анализ орогенных и тафрогенных магматических образований в пределах разновозрастных и разнотипных ПП территории бывшего СССР в целом [20, 29, 34, 49-52, 59, 64, 66] показал, что и те, и другие и по их характеру орогены и тафроге-ны подразделяются на три типа. Различаются выделенные типы интенсивностью и разнообразием проявления магматизма, составом и спецификой строения комплексов, а также строением их рядов, характером взаимосвязи вулканических и плутонических проявлений и гипабиссальных малых интрузий, типами образованных ими магматоген-ных структур, ролью сопряжённых со средне-кислыми магматитами базитов и, наконец, характером мегаструктур.

Орогенные образования первого типа (рис.1;2,1; [50,52,68]) развиты в орогенах Юж-но-Гиссарской группы Казахстана и Средней Азии (раздел II. 1), а также Алтая-Саянской области и Селенгино-Яблонового региона (D|.2), Монголо-Забайкалья и Си-хотэ-Алиня (Р2-Т|) и Алазейско-Олойской зоны Северо-Востока России (К|.2), где они, по сравнению с типовым (наиболее полным) проявлением в Казахстане и Средней Азии, часто развиты в различной мере редуцированно.Типовое проявление - это двучленный ряд комплексов (рис. 2),сформировавшийся в среднем в течение около 40 млн. лет и образованный средними - кислыми породами (55-74% Si02) преимущественно нормальной щелочности, умеренно - высококалиевыми (рис. ЗА) в вулканической и плутонической фациях. Полный совмещенный в пространстве ряд магматогенных структур крайне редок; покровные вулканические образования обычно относительно маломощны (суммарно не более 2000 м) и постоянно ассоциируют с терригенными отложениями, субвулканические тела редки, плутонические комплексы проявлены не повсеместно и часто в гипабиссальной фации. В пространстве вулканические и плутонические комплексы несколько обособлены, в связи с чем магматогенные структуры относительно просты. Как правило, это вулканогенные мульды - вулканогенный тип МЦКС (обычно 10x20 км, иногда до 60x80 км) и вложенные в них мульды-впадины (плутоно-вулканогенные МЦКС) с ограниченным проявлением субвулканических и лайковых образований, а также - овальные массивы комагматичных интрузивов, сораз-меримые с мульдами (рис. 1). В региональном плане орогенные образования этого типа представляют собой цепочки обычно разобщённых магматогенных структур или только гранитоидных массивов, последовательно уменьшающихся в размерах к краевым частям орогенных сводов; в редких случаях эти структуры "сливаются" в единый пояс (Девонский Казахстана).

Тафрогенные образования первого (pnc.l;2,l;6,VIII;[50,52,69]) типа развивались как унаследованно так и наложен но вслед за охарактеризованными орогенными, но не во всех перечисленных для орогенов районах (отсутствуют в Амурской подвижной области). В типовом и близком к типовому проявлениях тафрогенный магматизм продолжался около 10 млн. лет: сформировавшиеся при одноимённом режиме структуры представляют собой сочетание грабенов протяжённостью до первых сотен километров, тяготеющих к пограничным шовным зонам, и устойчивых или горстовых блоков с приуроченными к ним овальными (обычно 10x15, иногда до 50x70 км) вулкано-плу-тоногенными МЦКС. Первые заполнены красноцветной молассой с маломощными прослоями вулканических пород. В пределах МЦКС достаточно интенсивно проявлен контрастный вулканизм, сопровождаемый внедрением также контрастных по составу конических и кольцевых даек и монцонит-сиенитовых и аляскит-лейкогранитовых плутонов. Мощность покровных вулканитов значительна и составляет 1500-2000 м, монцони-тоидные интрузивы не превышают по протяжённости первых километров при ширине 0.2-1 км, изометричные в плане гранитоидные массивы достигают в диаметре 10 км. Дифференцированные базиты (47-60% SiO:) тафрогенов первого типа неоднородны по щёлочности и титанистости, но принадлежат в большинстве случаев к шошонитовой серии, кремнекислые (67-76% SiOj) - к высококалиевой (рис.3,В). В зонах, пограничных с платформой (Хилокская Алтае-Саянской области и др.) типовые тафрогенные шошониты, монцониты замещаются щелочными базальтами, щелочными габброидами - щелочными и нефелиновыми сиенитами, а лейкограниты-аляскиты - щелочными гранитами. Необходимо подчеркнуть, что тафрогенным образованиям этого типа при полном их развитии свойственна значительная доля, а порой и преобладание кремнекислых пород, особенно вулканических в составе контрастной ассоциации (Девонский пояс Казахстана, Южный Гиссар).

По сравнению с первым типом, орогенные образования второго (рис.2,11; 4; [50,52,69]) сформировались при более длительном (50-70 млн. лет), мощном, фациально и структурно разнообразном проявлении магматизма (орогены Токрауской группы Казахстана и Средней Азии (разд. II.2), Селенгино-Яблонового региона (С-Р), позднепа-леозойские Амуро-Сихотэ-Алиня и Охотско-Чукотского пояса). В этом случае типовое проявление - это трёхчленный ряд комплексов, три парагенезиса вулканических и плутонических комплексов, а в поздних ассоциациях и гипабиссальных малых интрузий. Главные особенности состава этих магматитов - это более высокая кремнекислотность преобладающих пород (59-76% Si02) и принадлежность главным образом не к нормальному, а к умеренно-щёлочному петрохимическому ряду с высоко- и ультракалиевой щёлочностью и относительно более низкой титанистостью (рис. 3, А). Покровные вулканиты имеют значительную суммарную мощность - до 5000-7000 м, широко развиты экструзивно-жерловые и субвулканические фации вулканитов, кольцевые дайки и гранитоидные плутоны, структурно взаимосвязанные с комагматическими вулканитами. В соответствии с этим этому типу орогенов свойственно всё разнообразие "обра-щённых" МЦКС, имеющих овально-округлую форму и значительные размеры: от 50-70x80-150 км для ранних ВПА до 30x40 для позднеорогенных. Важной особенностью орогенных образований второго типа является также спорадическое присутствие во всех типах МЦКС однообразных по составу трахиандезибазальтов; возможно эти породы имеют рифтогенное происхождение, но самостоятельные структуры для них не установлены.

Тафрогенным образованиям второго (.11) типа, развивавшимся около 10 млн. лет вслед за соответствующими орогенными (рис. 2), свойственна преимущественная приуроченность не к шовным зонам, как в 1 типе, а к вершинным частям консолидирующихся сводов (рис. 6, зоны 11, III, VII). При этом редкие, небольших размеров грабены (первые километры) и вулканогенные впадины (10-15x15-20 км) заполнены контрастпервые километры) и вулканогенные впадины (10-15x15-20 км) заполнены контрастными по Составу вулканическими отложениями при преобладании базитов, тогда как сремнекислые вулканиты проявлены главным образом в экструзивно-жерловой и суб-¡улканической фациях. Важнейшим элементом тафрогенов II типа становятся трансре-ионапьные зоны растяжения - протяжённые (до 150-200 км) лайковые пояса, образо-¡анные контрастными по составу породами. Проявление монпонитоидов (массивы 2-7x20 км) не повсеместно (рис. 2), а аляскиты в виде плутонов центрального типа (до 15 см в диаметре) развиты практически во всех регионах и достаточно широко, в том чис-ie за пределами орогенных сводов (рис.6). Различаясь по характеру структур, тафро--енные образования обоих типов по составу пород близки между собой. Учитывая отпеченную выше их неоднородность по петрохимическим характеристикам, особенно зазитов, можно говорить лишь о некоторой тенденции к. повышению калиевой щёлоч-юсти и титанистости пород (рис.3,В) Соотношения базитов и кремнекислых пород во II типе тафрогенных образований близки, однако первые преобладают в покровной фа-щн, а вторые - во внедрённых.

За пределами территории Казахстана и Средней Азии, в Селенгино-Яблоновом ре-ионе, судя по литературным данным (Ю.В.Комаров и др., 1972; Ж.В. Семинский, 1983; Г.В. Александров и C.B. БузовкиН и др., 1974; М.Д. Пельменев, Ю.М. Шувалов и ip., 1981; В.В. Ярмолюк и др., 1995; М.Э. Казимировский и др. 1995 и многие другие), 1роявлен ещё один тип как орогенных, так и тафрогенных образований. Во многих работах они считаются среднеюрско-меловыми, реже позднеюрско-райннекайнозойскими В.В. Ярмолюк и др., 1995), однако во всех случаях связываются со сводообразованием "орогенной активизацией", по Ю.В. Комарову и др., 1972). С позиции автора диссерта-щи они могут быть подразделены на орогенные и тафрогенные [50, 59, 66].

Эрогенным образованиям этого, третьего типа свойствен ряд особенностей рис.2,Ш;9). Одной из них является то, что базапьтоиды, спорадически предваряющие :ерии средне-кислых пород в орогенах I и главным образом II типа, становятся посто-¡нной составляющей, а порой и преобладающими в рассматриваемом орогене. В ре-ультате трехчленный формационный ряд магматитов образован ассоциациями трахи-¡ндезибазальтов с трахидацит-трахириодацитами, трахиандезибазальтов с трахириода-щт-трахириолитами и, наконец, аляскитами - щелочными гранитами, прорывающими ;онтинентапьно-молассовые отложения (рис. 2). Базиты этих ассоциаций отличаются от 1налогичных в орогенах других типов главным образом повышенной титанисто-:тью($Ю2=50,7-4-54,5%; К20=2,6-гЗ,1%; ТЮ2=2,7-И,8%), а кремнекислые породы :арактеризуются повышенными суммарной (7,5-9,0, иногда до 10%) и калиевой (4,3-¡,8%) щёлочностью (рис.3,А). В соответствии с этим среди кремнекислых пород юявляются щелочные разновидности - комендиты, щелочные граниты. По мнению Л.Э. Казимировского и др. .основанного на петрохимических исследованиях (1995) , с оторым совпадают представления автора (разд. III), расплавы кремнекислых пород озникли на основе корового материала (87Sr/86Sr=0,702+0,706), испытавшего вешест-енно-энергетическое воздействие мантийных магм.

Перемежаемость во времени проявлений базитов и кремнекислых магматитов, а зна-ит смена на каждом этапе орогенного сводообразования III типа достаточно длитель-огых (по сравнению с орогенами I и II типов) напряжений глубинного растяжения арастающим сжатием получили отражение в характере магматогенных структур и их истем (рис.9). Последние представляют собой последовательную смену овально-длинённых вулканогенных структур (150х 50 км) овальными субвулканодиаметре) реставрированными по небольшим выходам позднеорогенных гранитов, при уроненных к поперечным сводовым зонам. Таким образом,орогенные образования II! типа но своему характеру в какой-то мере приближаются к тафрогенным, поскольку формировались при сочетании сводообразования с явлениями, близкими к грабенообра-юванию, а сменяющие их во времени тафрогенные (III тип) близки к рифтогенным. Сводообразование в тафрогенах III типа, вероятно, было столь незначительным, что преобладающими магматическими породами в этом случае оказались рифтогенные вы-сокоттанисгые субщелочные (до щелочных) базальты-андезибазальты шошонитовой серии (рис. 3, В). Они в сочетании с континентально-угленосно-молассовыми отложениями заполняли грабены. (70-100x10-15 км), тогда как кремнекислые породы в составе пой осадочно-вулканогенной ассоциации исключительно редки (рис.9).

Наряду с развитием типовых орогенных и тафрогенных образований, необходимо отметить существование телеорогенных и телетафрогенных проявлений магматизма. В Казахстане и Средней Азии эти проявления по мере их удаления от сводов в зоны всё с более ранней стабилизацией (например, от герцинид к каледонидам) интерпретируются сначала, при сокращении формационного ряда как орогенно- и тафрогенно-активизационные [68, 69], (рис. 4, 6, табл.2), а затем как отдельные формации отражённой синорогенной и синтафрогенной активизации [43]. Ограниченность вовлечения ранее стабилизировавшихся зон в сводообразование обуславливает проявление в их пределах преимущественно плутонических формаций, главным образом тафрогенных, которым обычно свойственна повышенная относительно типовых значений калиевая щёлочность.

Приведенный в работе материал свидетельствует о том, что выделенные три типа орогенных и тафрогенных образований и соответствующие им типы орогенов и тафро-генов характеризуются направленным изменением основных их признаков. В то же время анализ и корреляция эндогенной магматической активности фанерозойских ПП территории бывшего СССР показали [29,34,49-52,59,66,68,69], что каждый из выделенных типов, несмотря на различный их возраст (рис.2),свойственен определенному этапу шолюции этих поясов. В ПС, развивавшихся по геосинклинально-складчатому типу (1 этап развития ПП). при сводообразовании возникают (рис. 1, 2, 4-У1П, 6-УШ) унаследо-нанно-наложенные структуры (мульды-впадины и их цепочки) с коротким рядом магматических комплексов определенного состава, образующих простейшие МЦКС.Это ороюны I типа (эпигеосинклинальные, первичные) и первичные тафрогены (рис. 1, 2, 6-VIII) со значительной ролью в контрастной ассоциации риолит-гранитового магматизма. наследующего орогенный структурный план. Развитие начальных стадий ПС П этапа эволюции ПП по особому не- или внегеосинклинальному типу (не имеющему общепринятого названия, Но чаще всего определяемого как вторично-геосинклинальный, ре-генерированно-геосинклинальный, шовных прогибов и т.д.) обусловливает формирование орогенов II типа, вторичных (рис. 2) с интенсивным трехритмовым магматизмом, с новыми к первичным вещественными свойствами магматических комплексов (рис.3,А) типом ряда (рис.2,II) и характером магматогенных структур (рис. 4, 1-УП). Эти орогены представляют собой сложные системы различных МЦКС, в том числе вулкано-плуто-нические пояса значительной протяженности - Прибалхашско-Иллийский, Бельтау-Кураминский, Сихотэ-Алинский, Охотско-Чукотский. Они сменяются резко наложенными тафрогенами (рис. 2, 6-1-VI) с близкими соотношениями базитов и кремнекислых магматитов и широким развитием дайковых поясов. Наконец, третий тип орогенов и тафрогенов известен в Селенгино-Яблоновой ПС третьего этапа эволюции Центрально

Азиатского ГШ (рис. 2). Начальная также внегеосинклинальная стадия развития этой ПС сведена к кратковременному, но интенсивному рифтогенному грабенообразованию, сопровождаемому накоплением грубообломочных отложений в сочетании с базальтои-дами (Ю.В. Комаров, 1972). Сменяющее эту стадию сводообразование, составляя большую часть истории развития такой ПС («орогенная активизация», по Ю.В. Комарову), порождает ороген с трёхчленным рядом комплексов,строение которых усложнено устойчивым проявлением сопряжённых со сводообразованием рифтогенных явлений, приводящих к образованию умеренно-контрастных ассоциаций пород повышенной щёлочности и удлиненно-овальных структур); в последующем тафрогене содержание кремнекислой составляющей контрастной ассоциации исчезающее мало и главными структурами являются грабены (рис. 2, 9).

Естественно, что конкретные условия формирования орогенных и тафрогенных образований различных типов ■— положение в геологическом пространстве, влияние сопряженных явлений, то есть нелинейный характер их развития (Ф.А. Летников, 1992) обусловливает определённый диапазон колебаний их признаков в пределах типовых, и создаёт многообразие подтипов, разновидностей орогенов и тафрогенов. Одной из основных причин отклонения свойств рассматриваемых объектов от типовых является, пожалуй, масштаб проявления сопряжённых со сводообразованием базитов. Например, специфика эпигеосинклинально-орогенных и тафрогенных магматических образований (I тип) Минусинских впадин Алтае-Саянской ПО, заключается в значительных объёмах не характерных для этого типа орогенов синорогенных базитов и в щелочном уклоне тафрогенных, что объясняется, вероятно, их развитием в условиях, пограничных с платформенными; большая насыщенность синорогенкыми базальтоидами Бельтау-Ку-раминского пояса (II тип), по сравнению с однотипными зонами Прибалхашско-Илий-ского, связана с оживлением ограничивающих его глубинных разломов и т.д. Объём базитов и характер их взаимодействия с коровыми породами отражается в какой-то мере и на составе кремнекислых орогенных и тафрогенных магматитов. Однако, несмотря не некоторые колебания признаков, выделенные три типа орогенов и тафрогенов представляют собой дискретные эволюционные ряды гомологических образований, возникающих при периодически возобновляющихся в пульсационно-направленном развитии ПП процессах континентального сводообразования и отражающих направленное изменение характера реализации этого процесса в последовательных подвижных системах ПП (от геосинклинально-складчатого к негеосиклинальным различных типов). Это, однако, не исключает возможности практически синхронного проявления орогенов и тафрогенов различных типов в смежных структурах с различной предысторией , что обусловлено гетерогенностью ПП и неравномерностью их развития (например, синхронность первичных орогенных и тафрогенных образований Жарма-Калбинскон и вторичных смежной Рудно-Южно-Алтайской ПС Обь-Зайсанской метасистемы или вторичных Токрауской и Калмакэмельской зон Прибалхашско-Илийского пояса и первичной Баканасской и т.д. (рис. 2, 4, 6).

Выявленные трехчленный ряд орогенных и тафрогенных образований различных типов со свойственными каждому из типов специфическими чертами, отражают эволюцию магматизма сводообразующих режимов, периодически проявляющихся в развитии ПП. Заключается эта эволюция в основном в возрастании кремнекислотности и щелочности (главным образом калиевой) гибридных мантийно-коровых и коровых пород; в увеличении доли мантийных базитов в составе как орогенных, так и тафрогенных магматических комплексов, ассоциаций; в увеличении фациального разнообразия магматитов и усложнении МЦКС, а также в направленном изменении ряда других структурно-вещественных признаков пород, формаций, ассоциаций и образуемых ими магматоген-ных структур, приведенных выше. Кроме того, следствием одной из важнейших закономерностей эволюции магматизма сводообразующих режимов как в пределах одного типа, так и от типа к типу является смена относительно наиболее гибридных мантийно-коровых пород всё более контрастирующими по своему составу мантийными и коро-выми с признаками флюидно-диффузионного гибридизма. Направленность изменений орогенных и тафрогенных образований последовательных типов - причинно-следственных антиобразов образованиями предшествующих периодов преобладающих растяжений — проседаний в ПП свидетельствует как о возрастании относительной их роли на последовательных этапах развития ПП, так и об эволюции этих важнейших элементов земной коры от относительно маломощных и пластичных к более мощным и жестким.

Таким образом, разработанная типизация орогенных и тафрогенных магматических и магматогеннотектонических образований, с одной стороны, дополняет представления о закономерностях периодического развития ПП в ггелом, с другой - позволяет раскрыть полигенность внутреннего строения сложных орогенно-тафрогенных вулкано-плутонических поясов. Районирование Северо-Прибалхашского сегмента Прибалхаш-ско-Илийского вулканического пояса по типам орогенов-тафрогенов позволило гго новому интерпретировать его строение и выделить в его составе зоны и подзоны, отражающие их предысторию и различающиеся типами рядов орогенных и тафрогенных магматических комплексов, их полнотой, соотношениями проявлений различных фаций * глубинности и покровных вулканических с терригенными отложениями, спецификой вещественного состава комплексов и ВПА и особенностями строения МЦКС и их систем (табл. 2, рис. 4, 6; [68, 69]). Зональность, раскрывающая поли- и гетерогенное строение и закономерности развития сложных вулкано-плутонических поясов, является полноценной основной для прогнозирования рудоносности орогенных и тафрогенных магматических комплексов.