Классификация мафическо-салических и салических формаций

(предложена коллективом ВСЕГЕИ [5, 7], изменения и дополнения автора незначительны)

 

 

 

Семейство	Группа формаций	Формационные виды
формаций	вулканические	плутонические
Мафическо-салических	Андезитовых и грано-диоритовых	Базальт-андезитовая Андезитовая Трахиандезитовая	Тоналит-плагиогранит-гранодиоритовая Диорит-гранодиоритовая Монцонит-сиенитовая
	Липаритовых и грани­товых	Натриевых липаритов Дацит-липаритовая Липаритовая Трахилипаритовая	Мигматит-плагиогранитовая и мигматит-гранитовая Гранитовая Формация гранитов-рапакиви Лейкогранит-аляскитовая Субщелочнолейкогранитовая (фтор-литиевых гранитов) Щелочногранитовая Гранит-граносиенитовая
Салических	Фонолитовых и нефелин-сиенитовых	Трахит-фонолитовая (натриевая)	Миаскитовых нефеливых сиенитов с карбонатитами (натриевая) Сиенитов-миаскитовых нефелиновых сиенитов (иль- мено-вишневогорского типа) Сиенитов, агпаитовых и миаскитовых нефелиновых сиенитов (натриевая) Агпаитовых нефелиновых сиенитов (натриевая)
	Лейцит-фонолитовая (калиевая)	Псевдолейцитовых сиенитов (калиевая)

липаритовой, тоналит-плагиогранит-гранодиоритовую от диорит-гранодиоритовой и т.д.

Семейство салических формаций объединяет ассоциации как существенно пересыщенных, так и резко недосыщенных кремнезе­мом пород, в связи с чем выделяются две контрастные группы (табл.3). В группу липаритовых и гранитовых формаций отнесены интрузивные виды, состав которых определяется преобладающим развитием гранитов нормального ряда при подчиненном распространении субщелочных и щелочных гранитов. Правда, следует сразу же отметить, что роль нормальных, субщелочных и щелочных разностей в разных видах формаций сильно варьирует. В самостоятельную формацию большинство исследователей выделяет граниты-рапакиви, мощно проявившиеся в среднем протерозое. К этой же группе относят мигматитовые гранитоиды (мигматит-плагиогранитовую и мигматит-гранитовую формации), комплексы которых пользуются широким распространением в древних складчатых областях, обнажаются в пределах щитов и фундамента древ­них платформ, будучи закономерно сопряжены друг с другом во времени и пространстве. Вулканические формации анализируемой группы состоят полностью или большей частью из кислых и уме­ренно кислых вулканитов и их субвулканических аналогов, в резко подчиненном количестве отмечаются вулканиты среднего состава. По палеогеографическим условиям образования вулканические формации подразделяются на морские или прибрежно-морские (формация натриевых липаритов) и наземные (дацит-липаритовая, липаритовая, трахилипаритовая формации). Наземные вулканиче­ские формации различаются по количественным соотношениям и сочетанию пород кислого, умеренно кислого, и среднего состава, а также по свойственным им типам вулканотектонических структур и положению в ряду орогенных вулканогенно-осадочных формаций. Группа фонолитовых и нефелин-сиенитовых формаций, образован­ная салическими фондовыми породами натриевого и калиевого ря­дов, включает формации, состоящие из пестрого набора щелочных вулканитов и плутонитов.

Перейдем к характеристике наиболее типичных и широко распространенных представителей разных групп мафическо-салического и салического семейств.

Тоналит-плагиогранит-гранодиоритовая формация выде­лена из габбро-плагиогранитовой (в понимании Ю.А.Билибина и Ю.Л.Кузнецова), поскольку, хотя ее массивы и обнаруживают временную и пространственную связь с телами габброидов, ис­следованиями Г.Л.Добрецова, В.Н.Довгаля, С.Н.Калабашкина, Г.В.Полякова и других геологов показано, что габброиды относятся к самостоятельным предгранитным комплексам и выделяются в самостоятельную формацию. Массивы тоналит-плагиогранит- гранодиоритовой формации обычно крупные, часто сложной формы, зональные, играют значительную роль в строении ряда складчатых областей. Наиболее широко комплексы этой формации распростра­нены в каледонских складчатых сооружениях, меньше масштабы их проявления в герцинских структурах и невелики в альпийских. В раннекаледонских зонах Алтае-Саянской области к тоналит-плагиогранит-гранодиоритовой формации принадлежат ольховский, мартайгинский и таннуольский комплексы, в позднекаледонских ольгинский и тельбесский, в каледонидах Казахстана – степнякский комплекс и его аналоги. В герцинских областях тоналит-плагиогранит-гранодиоритовую формацию представляют: в Ураль­ской области – пластовский, сарбай-соколовский и их аналоги, в Джунгаро-Балхашской – балхашский, музбельский, алтынэмельский, в Средне-Тяньшанской – карамазарский, в Зайсанской – змеиногорский, саурский. В альпидах Камчатско-Карякской области к анализируемой формации отнесены тайганосский, мургальский, а на Кавказе – абхазский комплексы.

Массивы тоналит-плагиогранит-гранодиоритовой формации локализуются в эвгеосинклинальных зонах, завершая геосинклинальную стадию их развития и закономерно венчая присущий им ряд вулканогенных и интрузивных образований, производных базальтоидной магмы. Непосредственно предшествуют образованию рассматриваемых массивов вулканиты базальт-андезитовой форма­ции. Время формирования массивов тоналит-плагиогранит-гранодиоритовой формации совпадает с инверсией эвгеосинкли­нальных зон и непосредственно предшествует орогенному режиму, что наиболее четко устанавливается в Джунгаро-Балхашской, Чин-гиз-Тарбагатайской, Среднетяньшанской и Камчатско-Корякской складчатых областях.

Площадь массивов варьирует от десятков до первых тысяч квадратных километров. Преобладают удлиненные тела, контроли­руемые глубинными разломами, ориентированными по простиранию вмещающих толщ, достаточно широко распространены интрузии сложной формы с извилистыми контактами, редки изометричные массивы. Апикальные части отличаются обычно сложным строением с куполовидными вздутиями, чередующимися с провесами кровли, боковые контакты извилисты и часто осложнены многочислен­ными апофизами. Размеры тел по вертикали, по геофизическим дан­ным, от 1-2 до 4-6 км, в связи с чем их форма трактуется по-разному: батолиты, гарполиты, линзовидные или пластинообразные тела. Массивы имеют обычно сложное зональное строение: краевые зоны образованы габбро-диоритами и диоритами с четкими директивны­ми текстурами и многочисленными ксенолитами, ориентированны­ми согласно с этими текстурами, ядра слагаются породами более кислого состава.

Петрографический состав массивов тоналит-плагиогранит-гранодио- ритовой формации достаточно разнообразен. Преобладаю­щими породами являются плагиограниты, тоналиты, гранодиориты, кварцевые диориты и диориты, переходящие в габбро-диориты, не­редки меланократовые биотит-роговообманковые и биотитовые гра­ниты, иногда отмечаются граносиениты и кварцевые монцониты. Указанные в некоторых массивах рядом исследователей лейкограниты и аляскитовые граниты принадлежат к другим формационным видам. В телах, размещающихся в наиболее мобильных структурно-тектонических зонах, преобладают тоналиты, плагиограниты, гра­нодиориты и кварцевые диориты, в составе массивов более жестких структур заметную роль играют меланократовые граниты, в интрузиях, залегающих в блоках со спокойным тектоническим режимом и выполненных карбонатными толщами, заметно возрастает доля граносиенитов и сиенодиоритов. Возрастной ряд формации включает до пяти фаз внедрения, возникающих в гомодромной последовательности. Жильные образования развиты незначительно и пред­ставлены дайками микроплагиогранитов, гранодиорит- и гранит-порфиров, аплитов, диабазовых порфиритов, реже граносиенит-порфиров и лампрофиров.

Породы, слагающие массивы, практически всегда в значи­тельной степени затронуты процессами постмагматических измене­ний: плагиофельдшпатизации, альбитизации, окварцевания, хлоритизации, эпидотизации, серицитизации. Весьма интенсивны преобразования и широки ореолы контактово-измененных пород возле большинства плутонов анализируемой формации. В процессе тер­мального воздействия по известнякам развиваются мраморы, по известково-глинистым породам – силикатные мраморы, по кислым эффузивам – роговики. Ширина контактового ореола варьирует от первых десятков метров до километров и в целом коррелируется с размерами массивов. Уровень метаморфизма во внутренней зоне отвечает амфибол-роговиковой (очень редко пироксен-роговиковой) фации, а во внешней – мусковит-роговиковой. Нередко контактово-термальные и неизмененные экзоконтактовые породы преобразуют­ся под влиянием поздних метасоматических процессов – гранитиза­ции, диоритизации, сиенитизации – и приобретают облик магмато-генных пород, создавая иллюзию постепенных переходов интрузий во вмещающие породы. Практически всегда интрузии тоналит-плагиогранит-гранодиоритовой формации сопровождаются скарна­ми (гранатовыми, гранат-пироксеновыми, пироксен-эпидотовыми), характерны процессы скаполитизации и актинолитизации.

Породы тоналит-плагиогранит-гранодиоритовой формации отличаются высоким содержанием (соотнесенным с кремнеземом) кальция, суммарного железа и натрия. В большинстве из них натрий преобладает над калием; наиболее высокие содержания калия отме­чаются в породах музбельского, балхашского и карамазарского ком­плексов. Обращают внимание высокие (иногда на порядок выше кларка) содержания в породах формации таких элементов, как ти­тан, никель, кобальт, хром, ванадий, медь, типичных для базальтоидов. Содержания типичных литофильных элементов заметно ниже кларковых. Низкие содержания отмечаются для кадмия, германия, селена, скандия, стронция, галлия; вольфрам и молибден либо не устанавливаются, либо присутствуют в незначительных количест­вах. Содержания свинца и цинка в разных комплексах сильно варьи­руют: от выше до ниже кларковых.

О происхождении тел тоналит-плагиогранит-гранодиоритовой формации существуют весьма разноречивые представления. Наря­ду с многообразием гипотез о магматической природе массивов данной формации, трактуемых одними исследователями в качестве производ­ных базальтовой, другими – гранитовой магмы, ассимилировавшей базальтовый материал, третьими – как результат взаимодействия и массообмена (синтексиса) гранитовой и базальтовой магм, существу­ют и представления о возникновении тел тоналит-плагиогранит-гранодиоритовой формации («батолитов пестрого состава») в результате процессов магматического замещения осадочно-вулканогенных толщ. Комплекс имеющихся геологических фактов, в том числе зако­номерные пространственные и временные связи образований анали­зируемой формации с вулканитами базальт-андезитовой формации, лучше и проще объясняются с позиций интрузивной природы массивов тоналит-плагиогранит-гранодиоритовой формации. Заметим, что состав магмы, давший тоналит-плагиогранит-гранодиоритовые интрузивы, прямо не сопоставляется с исходной магмой базальт-андезитовой формации, так как на него существенно влияет вещество коры. Это, в конечном счете, выражается в увеличении роли уме­ренно кислых разновидностей, росте содержания щелочей, насы­щенности расплавов летучими элементами (прежде всего водой) и, как следствие, их низкотемпературности.

Вместе с тем сходство важнейших петрохимических особен­ностей пород базальт-андезитовой и тоналит-плагиогранит-гранодиоритовой формаций, отчетливо базитовый геохимический «облик» всех разновидностей интрузивной формации, в том числе сход­ство изотопных отношений ⁸⁷Sr/⁸⁶Sr с базальтоидами, позволяет предполагать участие в образовании пород формации базитовой мантийной магмы. Очаги этой высокотемпературной магмы не только способствовали возникновению вторичных коровых зон плавления, но и при длительном сосуществовании с ними участвовали в процессе массообмена, реализуя модель синтаксиса. Особен­но существенно это влияние в областях с повышенной мощностью коры и выражается в заметном повышении щелочности пород тоналит-плагиогранит-гранодиоритовой формации. Формирование зо­нальности в массивах обусловлено совокупным действием кристал­лизационной дифференциации и конвективных токов, возможных в крупных массивах при небольших перепадах температуры. Подоб­ный механизм становления объясняет существование постепенных переходов между породами близкого состава. Фазовые отношения и гомодромная направленность образования фаз обусловлены последовательным внедрением остаточных расплавов в уже закристалли­зованные породы при подвижках в ходе становления и контракции массивов.

С комплексами, относимыми к тоналит-плагиогранит-гранодиоритовой формации, связана достаточно разнообразная про­мышленная минерализация: в первую очередь золото- и железоруд­ная, а также меднорудная, полиметаллическая, висмут-серебряная. Золоторудная минерализация наиболее характерна для тоналит-плагиогранитовых, а железорудная – для диорит-гранодиоритовых массивов. С наиболее щелочными (тоналит-граносиенитовыми) комплексами формации ассоциирует медно-молибденовая минера­лизация, реже шеелитовые скарны и кварц-шеелитовое оруденение.

Лейкогранит-аляскитовая формация длительное время не выделялась, и ее массивы рассматривались в составе формаций либо гранитных батолитов, либо субвулканических гранитов, по Ю.А.Кузнецову. Формация объединяет весьма устойчивую ассоциа­цию пород ультракислого и кислого состава, слагающих интрузив­ные, явно аллохтонные тела характерной округло-изометричной формы (нередко концентрического сложения), завершающие гранитоидный магматизм орогенного режима развития. Характерными представителями лейкогранит-аляскитовой формации являются: докембрийские граниты «бобъянкопского» и «лизского» типов в Бушвельде, лейкограниты Карелии, Коростеньского плутона на Украине; каледонские – орлиногорский, балкашинский и дальненский ком­плексы Северного Казахстана; герцинские – акчатауский и кызылрайский комплексы Центрального Казахстана, монастырский Калбы, чаткальский Средней Азии, «пегматоидные граниты» Адуйского плутона на Урале, «рудногорские», «внутренние» граниты Кирхберга и Циновца, «внешние» граниты Альтенберга в Рудных горах, гра­ниты Кальдос в Испании; мезозойские – гуджирский и кукульбейский комплексы Забайкалья, позднемеловые аляскиты Чукотки, гра­ниты модотинского типа Монголии, граниты Нгелл, Рейфилд-Гона, Лируэй Нигерии и др.; мезокайнозойские – поздние граниты Раумидского массива на Памире.

Массивы аляскитов (в том числе и скрытые, фиксируемые оваль­ными гравитационными минимумами) при анализе закономерностей их размещения обнаруживают пассивную зависимость от геологиче­ской структуры региона. В регионах линейного типа (Урал, Чингиз-Тарбагатай, Восточно-Азиатский пояс) аляскитовые массивы вытягиваются в «интрузивные цепочки», тогда как в «мозаичных» каркасных регионах (Прибалхашье, Забайкалье, Нигерия) характер размещения массивов сравнительно равномерно-площадной. А.Н.Леонтьевым установлены следующие переходные формы кон­кретных ареалов лейкогранит-аляскитовой формации: кольцевые и подковообразные, замкнутые с фигурой параллелограмма, полу­кольцевые улиткообразные, асимметричные S-образные, вихреобразные, а также комбинации из нескольких колец и полуколец с размерами овалов или цепей 250-700 км по наибольшему сечению. Намечается отчетливая приуроченность аляскитовых массивов к срединным массивам, поднятым блокам, гнейсовым куполам, зо­нам сочленения складчатых систем разных тектоно-магматических циклов.

Аляскиты образуют овальные, близкие к изометричным, кольцевые и дуговые массивы размерами в поперечнике от многих десятков километров (протерозой) до 7-10 км (кайнозой). Объемные формы чаще всего отвечают сильно уплощенным цилиндрам («хок­кейным шайбам»), лополитам и факолитам. Залегают чаще полого, вертикальная мощность, по геофизическим данным, варьирует от 3 ДО 8 (12?) км. Поскольку по сравнению с различными вмещающими породами аляскиты имеют меньший удельный вес, они, как правило, отличаются отчетливыми овальными гравитационными минимума­ми, позволяющими фиксировать положение скрытых массивов. Вы­раженность кольцевых структур иногда замаскирована, но выявля­ется при составлении карт обобщенного рельефа и дешифрировании высотных аэрофотоснимков.

Массивы формации дискордантны к структурам вмещающих толщ. Возможно, они внедряются «с их разрешения», т.е. при верти­кальных перемещениях блоков земной коры. Часто они используют древние магматические зоны, в том числе эруптивные каналы вул­канов «доаляскитового» возраста, купола и гребни предшествовав­ших гранитоидов, более древние дайковые зоны. Ореолы ороговикования и скарнирования возле лейкогранит-аляскитовых массивов невелики по сравнению с ореолами контактовых изменений возле массивов гранитоидов ранее возникающих формаций. Контакты аляскитов с вмещающими породами всегда резкие, отчетливо интру­зивные. Гибридизм не характерен. Зон закалки нередко нет, обяза­тельно они появляются только в «торцевых» крутозалегающих по­верхностях, а также у жильных мелкозернистых гранитов, «ушед­ших» от массива.

В гранитоидных узлах, где установлены аляскиты, из более ранних формаций всегда присутствуют нормальные граниты, реже представители гранодиоритовой формации. Парагенез аляскитов с нормальными гранитами настолько тесен, что многие исследователи не выделяют их в отдельные формации (комплексы). С более позд­ними гранитовыми формациями парагенез лейкогранитов-аляскитов не обязателен, что, например, и наблюдалось на плутонах Бектауата, Кызылрай и др. В отношении вулканических предшественников полной ясности нет. Только часть исследователей считает, что даже в хорошо обнаженном и изученном регионе Прибалхашья липариты и игнимбриты кызылкиинской (архарлинской) свиты (липаритовая формация) непосредственно предшествуют аляскитам акчатауского комплекса, являясь более молодыми, чем нормальные граниты калдырминского комплекса. Другие геологи отстаивают точку зрения о внедрении калдырминских и акчатауских интрузий друг за другом без «эффузивного перерыва». На ряде массивов (Акжайляу, Кент, Каркаралы, Майтас, Кандыгатай в Казахстане) установлено, что «за­каленные» дайки гранит- и граносиенит-порфиров, рассекающие породы гранитовой формации, срезаются крупно- и(или) среднезернистыми аляскитами. Нередко пояса таких даек как бы закладывают «макроструктуру» (часто кольцевую) будущего аляскитового масси­ва. В пределах Восточной Чукотки, по данным С.Н.Калабашкина, лейкограниты и аляскиты прорывают более древние интрузии гранодиорит-гранитовой формации, характеризуются связью с липаритовой формацией и прорваны дайками двупироксеновых базальтов. Массивы лейкогранит-аляскитовой формации, как правило, многофазны и образованы крупнозернистыми гранитами главной фазы, все­гда слагающими глубокие горизонты массивов и занимающими не менее 60 % их объема (обнажены только на эродированных массивах и поэтому наблюдаются довольно редко), среднезернистыми и мел­ко-среднезернистыми породами дополнительных фаз (образуют пластовые, нередко мощные залежи в верхней трети массивов и в основном слагают обнажающиеся части массивов) и завершающими формирование массивов пологими залежами и дайками жильных мелкозернистых гранитов нескольких генераций и аплитов.

Петрографический состав массивов формации несложен: лейкограниты и субщелочные лейкограниты, аляскиты и щелочные аляскиты сходного физиографического облика (граниты Б), иногда микроклин-альбитовые двуслюдяные граниты и граносиениты. Не­редко породы интенсивно альбитизированы и грейзенизированы (эти процессы, наряду с микроклинизациеи, широко охватывают и вмещающие породы, особенно древние гранитоиды и вулканиты). Анализ химического состава пород формации свидетельствует о том, что, в общем, они соответствуют «аляскиту» Р.Дэли; это ультракислые граниты, обогащенные щелочами при явном преобладании калия над натрием. Из особенностей геохимической специализации пород лейкогранит-аляскитовой формации следует подчеркнуть их обогащенность летучими (F и В) и литофильными редкими элемента­ми, а, с другой стороны, отметить нижекларковые содержания фема-и халькофильных элементов, а также Ва и Sr.

Аляскитовые массивы, как правило, оказываются расслоен­ными, а нередко и стратифицированными. Расслоенность проявля­ется в достаточно упорядоченном расположении аляскитов разных фаз: нижние горизонты массивов образованы породами главной фазы, на которых последовательно «налегают» аляскиты первой, вто­рой и третьей дополнительных фаз, а жильные аляскиты, слагающие апикаль, венчают эти «постройки». Стратифицированность выража­ется в том, что пологие залежи аляскитов мощностью до нескольких сотен метров перемежаются с «перемычками» (такой же мощности) белее древних гранитоидов (или вмещающих осадочно-эффузивных пород). Иногда такие «перемычки» разделяют граниты разных фаз лейкогранит-аляскитовой формации. Часто устанавливается «уход» гранитов поздних фаз в верхние надынтрузивные зоны аляскитовых массивов, так что образуется многоэтажная «постройка» из пологих «пластов» мелкозернистых и мелко-среднезернистых аляскитов, сопряженных с крутыми подводящими каналами (дайками), в теле более древних гранитоидов, реже осадочно-эффузивных пород.

Образование достаточно больших объемов позднеорогенных аляскитов, возникающих на регрессивной стадии метаморфизма складчатых зон, логичнее всего связать с всплывающими по тектоногенам астенолитами. К моменту завершения кристаллизации мас­сивов гранитовой формации они достигают границ астеносферы с литосферой и растаскиваются по ее поверхности (в том числе и за пределы собственно геосинклинальных зон) растекающимся астеносферным вздутием. Астенолиты, следовательно, выступают в роли «транспортеров» тепла, воды, других летучих и прочих ювенильных элементов из «зоны заглатывания» в литосферу. Диссипация этого тепла и вещества в верхние горизонты вызывает на верхнем уровне магмогенерации в участках, ранее подвергшихся гранитизации и палингенезу, повторный разогрев и локальное плавление, приводя­щее, в конечном счете, к образованию значительных объемов анхиэвтектических, существенно калиевых расплавов, обогащенных ле­тучими и ювенильными (наряду с коровыми) рудными низкокларковыми элементами.

Возникшие расплавы, перемещаясь вверх, «подпирают» ранее образованные гранодиорит-гранитные массивы (отсюда и их интенсивная площадная микроклинизация) или внедряются в них, усиливая гетерогенность этих массивов. Подобное совмеще­ние производных двух или трех формаций в едином плутоне вполне закономерно в силу значительной пространственной общ­ности тех корневых зон, в которых происходило в разное время и по несколько отличным причинам магмообразование, приводящее к возникновению гранитовых и аляскитовых формаций. Очевид­но, во многих случаях поздние гранитоидные формации развива­лись в значительной степени за счет материала ранних формаций путем их селективного плавления с уменьшением объема выпла­вок во времени.

Наблюдения глубоко эродированных массивов лейкогранит-аляскитовой формации убеждают в их однотипности в разных ре­гионах независимо от возраста. В то же время верхние интрузивные и особенно над- или околоинтрузивные зоны аляскитовых массивов сличаются от узла к узлу, что позволило выделить несколько подтипов массивов с различной минерагенической специализацией.

Редкометально-пегматитоносные массивы сопровождаются жильными полями из даек мелкозернистых и письменных гранитов, Среди которых есть отдельные, обычно зональные микроклиновые или альбит-микроклиновые пегматитовые тела с бериллом, часто с попутным колумбитом-танталитом, иногда с крупнолистоватым мусковитом (калиевые граниты и пегматиты Мадагаскара, слюдяно-берилловые пегматиты Индии и др.). Подобные узлы бедны или вовсе не содержат кварцевожильно-грейзеновых образований.

Хрусталепегматитоносные массивы заключают значительное количество внутригранитных пегматитов, в том числе перспектив­ных на горный хрусталь, ограночный топаз, оптический флюорит и др. (Коростеньский плутон Украины, Зерендинско-Балкашинский, Бектауатинский, Акжайляуский, Кентский и другие Казахстана, Адун-Чолонский Забайкалья, Горихинский Монголии и др.). Обыч­но бедны кварцевожильно-грейзеновыми образованиями.

Грейзеноносные массивы сопровождаются кварцевожильно- грейзеновыми месторождениями и рудопроявлениями W, Mo, Sn, Bi (Акчатауский и Караобинский массивы Казахстана, Айбенштокский Рудных гор, Санта-Комба в Испании, массивы Великого оловянного пояса Бирмы, Таиланда, Индонезии и др.). Как правило, бедны пег­матитами.

Альбититогрейзеноносные массивы сопровождаются альбитово-грейзеновыми месторождениями касситерита и колумбита, не­редко и кварцевожильно-грейзеновыми месторождениями кассите­рита, вольфрамита и др. (массивы орлиногорского комплекса в Северном Казахстане, лейкогранитовые мезозойские массивы Ниге­рии). Бедны пегматитами.

Предложенная типизация не исключает существование лейкогранит-аляскитовых массивов промежуточных типов, но число их невелико. С ними ассоциируют мелкие месторождения и рудопроявления редких металлов или горного хрусталя. Проверка типизации аляскитовых массивов по ряду геологических, минералогопетрографических и петрогеохимических признаков слагающих их пород показала удовлетворительную корреляцию. Так, первый подтип относится к формации умеренных и средних, а остальные – малых глубин. Среди них хрусталепегматитоносный подтип относительно наиболее калиево-щелочной, а грейзеноносный – кислый. Альбититогрейзеноносный подтип близок к натриево-щелочному, он харак­терен для консолидированных областей докембрия, активизирован­ных в молодые циклы.

В экзоконтактах разнотипных лейкогранит-аляскитовых массивов наблюдаются различные по степени проявления той или иной минерализации метасоматиты. Для грейзеноносных массивов колонна метасоматитов в куполе материнских аляскитов и в алюмосиликатных породах над куполом в обобщенном виде представляет­ся следующей: в материнских гранитах – альбитизация и грейзенизация в верхних горизонтах; в ближних экзоконтактах – от грейзенизации и альбитизации до мощной калишпатизации и вторичной аляскитизации по древним гранитоидам; в дальних экзоконтактах – от калишпатизации и биотитизации к хлоритизации, серицитизации, турмалинизации и до окварцевания, вплоть до пород типа вторич­ных кварцитов в самых верхах. В соответствии с этим молибденито-вые месторождения (кварц-серицит-молибденитовая формация, по Н.А.Хрущеву) могут рассматриваться как образования дальнего эк-зоконтакта над интрузивами лейкогранит-аляскитов в алюмосиликатных породах. Эти месторождения нередко расположены над стандартными кварцевожильно-грейзеновыми вольфрамовыми ме­сторождениями. То же самое происходит и с «оловянными» анало­гами, поскольку представляется возможным рассмотрение сульфидно-касситеритовых и силикатно-касситеритовых месторождений в качестве отдаленно экзоконтактовых образований над кварцево­жильно-грейзеновыми олововольфрамовыми проявлениями. Анализ имеющегося фактического материала позволяет присоединиться также к мнению Ф.И.Вольфсона, С.Ф.Лугова, Б.В.Макеева и других о том, что многие «скарновые» месторождения олова и вольфрама в действительности являются фацией – типом оруденения «кварце­вых» месторождений (шеелит-касситеритовое месторождение Майхура, шеелит-молибденовое месторождение Тырныауз, «скарново-шеелитовое» месторождение Верхние Кайракты и др.). В последнее время обнаружены месторождения в карбонатных породах в связи с куполами грейзеноносных аляскитов, представленные не только «скарнами», но и флюоритоносными метасоматическими телами с хризобериллом. Вертикальный диапазон рудной системы (минерализованный купол материнских гранитов – надынтрузивная зона жил, штокверков) может составлять от первых сотен метров до 3 км, приэтом оруденение определенной метальности обычно не разубоживается по всей колонне, а концентрируется в каком-то одном ин­-тервале с оптимальными условиями для рудообразования.

Группа фонолитовых и нефелин-сиенитовых форма­ций. Вопросы систематики щелочных формаций разработаны в классификационных схемах Ю.А.Кузнецова, Л.С.Бородина, Н.Л.Кононовой, Е.Д.Андреевой, Е.В.Свешниковой, Р.М.Яшиной, М.П.Орловой, В.Г.Лазаренкова и других исследователей [3, 5, 7]. В составе рассматриваемой группы основную роль играют трахиты, фонолиты, щелочные, миаскитовые и агпаитовые нефелиновые сие­ниты, а также псевдолейцитовые сиениты, карбонатиты и другие породы. Среди щелочных сиенитов к наиболее существенным раз-новидностям относятся нордмаркиты и ларвикиты, среди миаскитовых нефелиновых сиенитов - фойяиты и миаскиты. Относительно значима роль псевдолейцитовых сиенитов. Содадитовые, нозеановые и гаюиновые сиениты обладают незначительной распростра­ненностью. Среди агпаитовых нефелиновых сиенитов выделяются хибиниты, луявриты и рисчорриты.

В геологической истории щелочные и нефелиновые сиениты, а также фонолиты образуют пять пиков: среднерифейский, девон­ский, пермский, мел-палеогеновый и миоценовый. Среднерифей­ский пик определяется массивами гардарского, трансваальского и колдуэлского комплексов. Девонский пик связан с массивами сыннырского комплекса. Наиболее крупным является пермский пик, к которому тяготеют крупнейшие комплексы: района Осло, хибиноловозерский и ильмено-вишневогорский. Мел-палеогеновый пик образован значительными площадями выходов различных комплек­сов, в том числе таких крупных, как посос-де-кальдасский. Самым крупным среди фонолитовых является кенийский комплекс миоце­нового возраста с объемом лав до 50000 км³.

Среди щелочных формаций, приведенных в табл.3, рассмот­рим лишь формацию агпаитовых нефелиновых сиенитов. Прототи­пом этой формации является широко известный хибино-ловозерский комплекс на Кольском полуострове, сложенный преимущественно хибинитами и фойяитами, в меньшей степени луявритами. Хибин­ский массив имеет в основном фойяитовый, а Ловозерский – луявритовый состав; в первом отсутствуют нозеановые и содалитовые сиениты, а во втором – рисчорриты. К рассматриваемой формации близок гардарский комплекс Южно-Гренландской провинции, ха­рактеризующийся широким развитием миаскитовых нефелиновых и нормальных сиенитов и подчиненным агпаитовых нефелиновых сиенитов. Последние слагают один из самых замечательных агпаи­товых массивов мира – Илимауссакский (о. Гренландия). Кроме гардарского, к описываемой формации относятся также пилансбергский комплекс Трансваальской провинции (ЮАР), комплекс масси­ва Лос в Гвинее, комплекс массива Посос-де-Кальдас (Бразилия), Томтор (Сибирь) и ряд более мелких массивов. Круг комплексов и массивов агпаитовых нефелиновых сиенитов в мире крайне ограни­чен, а их размеры весьма невелики: самый крупный Хибинский–1327 км². Все крупнейшие комплексы формации агпаитовых нефе­линовых сиенитов являются типичными платформенными. Посос-де-кальдасский комплекс (85-45 млн лет) залегает во внутриконтинентальной рифтовой зоне по периферии Восточно-Бразильского щита. Хибино-ловозерский комплекс (290 млн лет) находится в форланде скандинавских каледонид – в Северо-Восточной палеорифтовой зоне. Время его формирования совпадает с поздними эта­пами развития Скандинавской складчатой системы. Гардарский комплекс (1250-1150 млн лет) сформировался в палеорифтовой зоне на краю Северо-Американской платформы.

По глубине образования Хибинский и Ловозерский массивы относятся к гипабиссальным интрузиям с максимальной мощностью кровли порядка 1,5 км. Верхняя часть Ловозерского массива на со­временном эрозионном срезе представляет собой межформационное тело, располагающееся между фундаментом и чехлом. По геофизи­ческим данным, Ловозерский массив обладает лакколитообразной глубинной формой – «шляпка» диаметром около 30 км и толщиной 2 км насажена на корень диаметром около 20 км и высотой 5 км. Хибинский массив имеет суживающуюся книзу коническую форму. Оба плутона прослеживаются вглубь на 6-7 км.

Последовательность образования породных членов этой формации рассмотрим на примере хибино-ловозерского комплекса. Для Хибинского массива эта последовательность была намечена еще в 40-х годах XX в. Н.А.Елисеевым и Б.М.Куплетским. Предложенные ими схемы фиксируют ранний возраст интрузивной фазы хибинитов по сравнению с фазой фойяитов, но возрастное по­ложение исключительно интересных рисчорритов, ийолит-уртитов и апатитонефелиновых пород интерпретируется по-разному. Дан­ные современных исследований пока не внесли ясность в справедливость той или иной схемы. В соответствии со схемой И.Л.Елисеева, фойяиты центральной части Хибинского массива моложе ийолит-уртитов и апатитонефелиновых руд, по схеме Б.М.Куплетского, – фойяиты древнее этих пород. Более или менее четкая последовательность интрузивных фаз установлена в Ловозерском массиве. По представлениям Н.А.Елисеева и Э. Е.Федорова, В.И.Герасимовского, И.В.Буссен и А.С.Сахарова, здесь наблюдается следующий порядок формирования главных групп фельдшпатоидных сиенитов (от ранних к поздним): I – пойкилитовые содалито- и нозеанонефелиновые сиениты; II – луявриты, фойяиты, уртиты; III – эвдиалитовые луявриты. В щелочных массивах, в строении которых принимают участие агпаитовые нефелино­вые сиениты, обычно наблюдается гомодромная тенденция диффе­ренциации от миаскитовых пород к агпаитовым.

Особенности минерального состава агпаитовых нефелино­вых сиенитов проявляются в том, что в некоторых разновидностях существенную роль играют минералы, которые в других породах встречаются редко (эвдиалит, астрофиллит, лампрофиллит, лопарит, мурманит и многие другие) или присутствуют лишь в качестве ак­цессорных минералов (апатит, сфен, циркон и др.). Особенно богаты минеральными видами пегматиты агпаитовых нефелиновых сиенитов», насчитывающие около 1000 минералов (Е.И.Семенов).

В геохимическом отношении формация агпаитовых нефелиновых сиенитов характеризуется наиболее высоким уровнем концентрации элементов магматических эманации и многих элемен­тов-примесей среди щелочных и, вообще, магматических формаций. Содержание лития и рубидия превышает среднекоровое; стронция и бария содержится весьма значительное количество (как и в мелано-кратовой формации щелочных и ультраосновных пород с карбонатитами, а стронция даже как в калиевой формации псевдолейцитовых сиенитов). Сильно обогащена формация радиоактивными и ред­коземельными элементами, особенно редкими землями цериевой группы. В целом для рассмотренной формации характерны элементы с большим радиусом и зарядом, особенно цирконий, щелочные зем­ли, а также редкоземельные и радиоактивные элементы.

По мнению ряда петрологов, магма, обогащенная щелочами, летучими и некогерентными элементами формируется в особых гео­логических условиях и, следовательно, проблема происхождения подобных формаций заключается в выяснении этих условий и уста­новлении генетических причин, их вызвавших. Параллельно с раз­витием классических ассимиляционных (Р.Дали) и дифференциационных (Н.Боуэн) взглядов относительно недавно были выдвинуты представления об анатектическом генезисе нефелиновых сиенитов. Одним из первых, кто пришел к мысли о возможности выплавления нефелин-сиенитовых магм анатектическим путем, отрицая идеи Н.Боуэна и его последователей об образовании щелочного остатка в ходе дифференциации базальтовой магмы, был Т.Барт. Изучив гео­логические условия образования комплекса нефелиновых сиени­тов – сиенитов района Осло, он сделал вывод, что их «можно объяс­нить кристаллизационной ди