Региональные метасоматические формации
Большинство геологов, несмотря на существенно разные представления о геологических формациях, считают, что элементами формаций являются монопородные тела. В применении к гидротермально-метасоматическим образованиям В.И. Васильев, В.И. Драгунов и Д.В. Рундквист приводят следующее определение: «формация — природное
тело, состоящее из элементов — парагенезисов минералов (преимущественно монопородных тел), находящихся в однородных структурных отношениях». С этих позиций рассмотренные выше эпипородные тела являются элементами метасоматических формаций.
Однако эпипородное тело характеризуется довольно сложным внутренним строением. В его пределах интенсивность эпигенетического минералообразования изменяется в широком диапазоне. На фоне относительно разряженного, вуалевого распространения эпипородного парагенезиса встречаются локальные участки, где этот парагенезис образует сгустки (метасоматиты, жилы выполнения и т. п.), обусловленные при прочих равных условиях повышенной проницаемостью или большей податливостью к замещению вмещающих пород. Нередко на этих же локальных участках концентрируется рудная эпигенетическая минерализация, чаще встречаются разновидности эпипород, содержащие примесь минералов средне-низкокларковых элементов (флюоритсодержащие грейзены, пиритсодержащие березиты и т. п.). Здесь же иногда появляются специфические рудные и нерудные эпипороды, выделенные нами в группу акцессорных (топазовые, гранатовые, корундовые, собственно рудные и т. п. эпипороды), Эти участки весьма локальны, их площади па многие порядки величин (до 6—8) меньше площадей выходов включающих их эпипородных тел. В ряде случаев их можно образно сравнить со шлирами в однородном интрузивном массиве. Эти «сгустки» или включения, создающие локальные неоднородности эпипородных тел, по степени сложности могут отвечать минеральному, породному или формационному уровням.
Отмеченные выше локальные неоднородности эпипородных тел по уровню сложности внутреннего строения нередко отвечают формациям (ассоциации структурно-связанных минеральных парагенезисов). Именно их в настоящее время большинство исследователей выделяет в ранг рудных или метасоматическнх формаций. Авторы считают более правильным эти формации называть акцессорными. Формации же, объединяющие эпипородные тела, в дальнейшем будем называть регионально-метасоматическими. Таким образом, под регионально-метасоматической формацией авторы понимают статистически устойчивую ассоциацию эпипородных тел, взаимосвязанных единой структурой.
Выделяются следующие компоненты структуры такой формации:
1) зональность, или пространственная упорядоченность, эпипородных тел, т. е. статистически устойчивое чередование зон, представленных эпипородами определенных видов (региональная метасоматическая зональность);
2) стадийность, или возрастная упорядоченность, эпипородных тел, т. е. статистическая устойчивость возрастных соотношений между эпипородными телами определенных видов;
3) размерность эпипородных тел (объемная, площадная или линейная), а также статистически устойчивая повторяемость количественных соотношений между эпипородными телами;
4) формы эпипородных тел (изометрические, стратиформные, трубчатые и т. п.) и их псевдоморфные или автоморфные соотношения, используемые для описательной характеристики структур.
Основным методом выделения формаций эпипород является специальное картирование эпипородных тел во всем объеме изучаемого геологического пространства.
Остановимся на некоторых наиболее хорошо изученных примерах регионально-метасоматических формаций.
На рис. 1 приведен фрагмент карты пропилито-аргиллизитовой формации одного из звеньев девонского интрузивно-вулканогенного пояса Центрального Казахстана. Во внешней части этого пояса широко распространены образования вулканогенной молассовой формации, представленной на данном фрагменте сложно перемежающимися олигомиктовым и и вулканомиктовыми песчаниками, гравелитами, конгломератами, туфами кислого и смешанного составов с подчиненными лавовыми разностями.
Осадочно-вулканогенная структура осложнена несколькими системами разломов, из которых близмеридиональные являются наиболее молодыми по времени заложения. В зоне влияния этой системы разломов широко распространены аргиллизиты, представленные парагенезисом кварца, гидросерицита и каолинита с приблизительно равными количественными соотношениями.
Повсеместно отмечается значительная степень замещения (более 15—20 %) исходных пород. Отдельные локальные массивы метасоматитов сложены белыми фарфоровидными агрегатами кварца и каолинита с подчиненным гидросерицитом. Встречается большое количество кварцевых жил. В краевых частях этой зоны фиксируются эпипородные тела березитов, состоящих из кварц-гидросерицитового агрегата с автоморфными выделениями хлорита, карбоната и струйчатыми обособлениями серицита и гидросерицита, иногда с каолинитом. Встречается псевдоморфный апатит. В местах интенсивного замещения исходных пород фиксируются скопления пирита и участки более сильного окварцевания. Здесь установлен ряд рудопроявлений молибдена. По периферии отмеченной зоны широко распространены пропилиты, представленные хлорит-эпидотовым парагенезисом с характерными выделениями автоморфного альбита и частой примесью серицита. Альбит-хлоритовые пропилиты развиты по андезитам, песчаникам, туфам и лавам кислого состава при степени замещения исходных пород 5—15 %, редко большей. Аргиллизиты, гидросерицитовые березиты и альбит-хлоритовые или хлоритовые пропилиты зонально связаны, что подтверждается большим статистическим материалом. В различных районах количественные соотношения между аргиллизитами и березитами варьируют в широких пределах, вплоть до полного вытеснения аргиллизитов березитами и наоборот, по смены их позиции в зональном ряду не отмечается. Этот ряд от центральных зон к периферическим постоянен: аргиллизит—березит—пропилит. Такая же последовательность устанавливается и по вертикали. Аргиллизиты с глубиной сменяются березитами и далее пропилитами. Мощность последних в этом направлении превышает 1000 м (данные глубокого бурения). Аргиллизиты и березиты имеют обычно небольшой вертикальный размах (сотни метров). Ho вдоль проницаемых зон разломов прослеживаются иногда до глубин 1000 м и более, что предопределяет в целом воронкообразные формы аргиллизитовых и березитовых эпипородных тел. В связи с такими формами залегания наблюдаемая ширина зон зависит от степени эрозионного среза. В рассматриваемом случае (см. рис. 1) срез уменьшается с юга на север. Зональные соотношения между описываемыми эпипородными телами более значимы, чем возрастные, что иллюстрируется их пространственной упорядоченностью. Вероятнее всего, они формируются практически одновременно, но пропилиты чаще завершают свое образование раньше. Данная формация может быть названа пропилито-аргиллизитовой. Геологические условия ее проявления изучены еще недостаточно. Подобные образования, кроме окраинных частей вулканогенного пояса, установлены в геосинклинально-складчатых областях и прилегающих массивах ранней стабилизации. В известных авторам случаях— это районы с открытым типом зон повышенной проницаемости и бедные гранитоидными проявлениями близкого к эпипородам возраста.
На рис. 2 представлен фрагмент карты калишпато-аргиллизитовой формации зоны активного проявления вулканизма в Чуйском поднятии (Южный Казахстан). Вулканиты дацит-липаритовой формации занимают центральную часть описываемой площади и кроме покровных фаций включают многочисленные жерловые и экструзивные проявления. На юге вулканиты налегают на интрузии гранодиорит-гранитовой формации инверсионной стадии геосинклинального развития, а на отдельных участках перекрываются породами вулканогенной молассовой формации. Последняя представлена пестрым набором осадочновулканогенных образований. Более молодые карбонатные отложения выполняют наложенные мульды. Ветвь вулканогенного пояса ориентирована в северо-западном направлении и нарушена серией близмеридиональных и северо-восточных разломов. Вулканиты дацит-липаритовой формации и прилегающие отложения вулканогенной молассы в различной степени замещены калишпатофирами, реже — гематитовыми калишпатитами. В краевых частях зоны калишпатофиров отмечаются небольшие тела хлоритовых альбит-калишпатовых пород с переходами к альбититам. Соотношения этих образований с калишпатофирами не совсем ясны. Среди щелочных эпипород на участках повышенной трещиноватости локализованы аргиллизиты, образующие изометрические тела различных размеров. Наиболее крупные из них контролируются зонами близмеридиональных разломов и их многочисленным оперением. Аргиллизиты представлены серицит-гидросерицит-каолинит-кварцевым парагенезисом. Характерно совместное присутствие гидросерицита и серицита. Наряду с преобладающими червячковыми выделениями каолинита, свойственными аргиллизитам, встречаются пластинчатые кристаллы глинистых минералов, обычные для некоторых разновидностей вторичных кварцитов. На отдельных локальных участках эпипорода в целом приобретает облик вторичных кварцитов, а в одном образце был даже встречен диаспор. В контактовой области наиболее крупного аргиллизитового эпипородного тела отмечаются ранее образованные калишпатофиры, не полностью замещенные аргиллизитами. Во внутренних областях аргиллизиты развиваются по некалишпатизированным исходным породам. Иногда здесь отмечаются реликты пропилитизированных пород. Таким образом, аргиллизиты завершают формирование после калишпатофиров, что фиксируется повсеместно, но начало образования обеих эпипород, возможно, близодновременное. Зональные соотношения аргиллизитов и калишпатизированных пород отмечаются многими исследователями, но масштабы проявления последних указываются редко. В отличие от ранее описанной пропилито-аргиллизитовой формации данная формация может быть названа калишпатофиро-аргиллизитовой. Для этой формации устанавливается приуроченность к областям развития активной вулканической деятельности различного возраста (девонский п верхнепалеозойский вулканогенные пояса Казахстана, а также Карпаты и другие районы). На примере Казахстана рассматриваемая формация связывается с крупными вулканическими структурами, прошедшими кальдерную стадию развития.
Значительное сходство с калишпатофиро-аргиллизитовой формацией имеет ассоциация эпипородных тел, представленная на рис. 3. Здесь в пределах верхнепалеозойского интрузивно-вулканогенного пояса (Прибалхашье) отмечается группа сближенных массивов алунитовых вторичных кварцитов, располагающихся в пределах единого эпипородного тела округлой конфигурации. Кроме кварца, серицита и спорадически встречающегося алунита, характерно присутствие в парагенезисе пластинчатого каолинита. Эпипородное тело обрамляется калишпатофирами, развитыми по вулканитам дацит-липаритового состава, и калишпатитами, замещающими отдельные участки гранодиорит-диоритовых интрузий. Периферическая зона представлена хлоритовыми альбит-калишпатовыми эпипородами с отдельными участками хлоритовых альбититов. Щелочные эпипороды практически не отличимы от рассмотренных, но внутренняя зона формационного тела сложены не аргиллизитами, а вторичными кварцитами. Геологические условия проявления обеих формаций также сходны при существенно разном возрасте.
Грейзены и актинолитсодержащие пропилиты составляют другую формацию Прибалхашья (описана далее). На рис. 3 отчетливо проявляется секущее положение зоны грейзенов по отношению к щелочным эпипородам. Щелочные метасоматиты, обрамляющие вторичные кварциты, известны в ряде районов Илийского вулканогенного пояса (Токрау, Джунгарский Алатау, юго-восточное окончание Чу-Илийскнх гор и др.). Подобные соотношения отмечались и ранее. Во всех этих случаях вторичные кварциты имеют специфические особенности (отсутствие андалузита и корунда, присутствие алунита, иногда диаспора, пластинчатого каолинита и т. п.) и выдержанную металлогеническую специализацию (Pb, Zn, Sb и др.). Данная формация может быть названа калишпатофиро-вторичнокварцитовой.
Существенно иная позиция вторичных кварцитов установлена в девонском интрузивно-вулканогенном поясе. В восточной части Сасырлыкского прогиба (Центральный Казахстан), в области преобладающего распространения андезито-липаритовой формации и близких по времени образования интрузий грано-диорит-гранитов известны массивы вторичных кварцитов (Сымтас, Итауз, Кызылсырт и др.). Один из таких массивов представлен диаспор-пирофиллитовыми вторичными кварцитами (рис. 4). В целом вторичные кварциты слагают эпипородное тело размером 4X6 км. Обрамляющая зона образована серицитовыми березитами, характерной примесью которых является автоморфный, часто прожилковый альбит. В широтном направлении березитовое эпипородное тело вытянуто на несколько километров. В периферической зоне представлены хлоритовые пропилиты, развитые не только по вулканитам разного состава и терригенным породам, но и по гранитоидам. Зонально упорядоченная ассоциация перечисленных эпипород особенно характерна для внутренних зон девонского вулканогенного пояса, насыщенных близодновременными с эффузивами гранитоидными интрузиями. Подобная ассоциативность метасоматических образований неоднократно подчеркивалась Н.И. Наковником, рассматривавшим березиты как промежуточные образования между вторичными кварцитами и пропилитами. Данная формация, которая отличается соразмерным развитием трех составляющих, может быть названа пропилито-березито-вторично-кварцитовой. В структурном отношении она сходна с пропилито-аргиллизитовой.
На рис. 5 изображена еще одна позиция вторичных кварцитов, не менее характерная, чем две предыдущие. Широко известный район Коунрадского месторождения (Прибалхашье, Токрауский синклинорий) сложен верхнедевонской толщей полимиктовых песчаников, перекрытых на западе вулканитами Toкрауского синклинория. Выделяются две группы интрузивных пород: более древние гранодиориты и диориты и более молодые биотитовые и лейкократовые граниты. Te и другие подразделяются на несколько интрузивных комплексов. При специальном картировании (без учета детальных исследований) выделены два вторичнокварцитовых эпипородных тела. Первое незначительно превышает Коунрадский массив вторичных кварцитов, а второе объединяет серию подобных более мелких массивов. Для обоих эпипородных тел одинаково характерны андалузитовые вторичные кварциты.
Кроме кварца и серицита в данных вторичных кварцитах постоянно присутствует мусковит. Отсутствует или распространен крайне ограниченно пластинчатый каолинит, типичный для вторичных кварцитов, отмеченных ранее. Контуры гранитных интрузий совпадают с грейзеновыми эпипородными телами, которые по набору минералов сходны с отмеченными выше вторичными кварцитами. В отличие от вторичных кварцитов в них шире распространен мусковит при более подчиненной роли кварца, отсутствует андалузит. В качестве примеси встречается флюорит. На остальной территории преобладающее развитие имеют актинолитовые пропилиты. Они наиболее интенсивно замещают песчаники, где на отдельных локальных участках формируются пироксен-эпидотовые и амфиболовые эпипороды типа скарнов.
Совместное нахождение рассмотренных вторичных кварцитов с грейзенами и актинолитовыми пропилитами характерно не только для Прибалхашья, но и ряда других районов. Ассоциативность грейзенов и вторичных кварцитов и существование между ними переходных разностей отмечалось неоднократно. Возрастные соотношения коунрадских вторичных кварцитов и грейзенов выяснены недостаточно. Более определенно можно говорить о постоянном совместном нахождении и зональной упорядоченности грейзенов с актинолитовыми пропилнтами, с одной стороны, и андалузитовых вторичных кварцитов с актинолитовыми пропилитами — с другой. Для тех и других актинолитовые пропилиты являются периферическими оконтуривающими эпипородами. Нельзя не учитывать и определенную вещественную общность рассматриваемых вторичных кварцитов и грейзенов. Таким образом, можно выделить грейзено-вторичнокварцитовую формацию, существенно отличающуюся от вторичнокварцитовых формаций.
Район известного месторождения Караоба (Центральный Казахстан) расположен в пределах девонского интрузивно-вулканогенного пояса. Нa северо-западе обнажаются силурийские полимиктовые песчаники и алевролиты, которые на остальной территории перекрываются образованиями андезит-липаритовой формации. Северо-восточная часть площади занята девонскими гранитоидами, а на юго-западе фрагментарно проявлены фамен-каменноугольные наложенные мульды. Магматические образования позднепалеозойского этапа тектоно-магматической активизации представлены интрузиями повышенной основности и слабо вскрытым массивом аляскитовых лейкократовых гранитов. К последнему приурочено грейзеновое эпипородное тело, охватывающее, кроме массива, и ближнюю экзоконтактовую область. Вокруг этого тела на значительно более широкой площади распространены березитовые грейзены, образующие также ряд обособленных тел в девонских гранитоидах и вулканитах. Эти тела соединяются широкой (до 3—4 км) зоной северо-восточного простирания, представленной слабо проявленными березитами. В составе последних отмечаются: кварц, серицит, хлорит, калишпат и карбонат. При большей степени замещения исходных пород появляется мусковит, иногда акцессорный флюорит. Периферическая зона представлена на северо-востоке калишпатовыми, а на западе актинолитовыми пропилитами. Kaлишпатовые пропилиты развиваются преимущественно по гранитоидам и состоят из эпидота, цоизита, калишпата, хлорита и редких выделений актинолита. Характерны локальные зонки интенсивной калишпатизации. Спорадически встречается мусковит и флюорит. Среди актинолитовых пропилитов залегают многочисленные тела амфибол-пироксеновых и гранатовых скарнов. Последние приурочены к участку распространения полимиктовых и известковистых песчаников силурийского и, возможно, девонского возрастов. Остальные эпипороды в той или иной степени захватывают образования разного возраста, включая каменноугольные интрузии. Признаки их развития отмечаются в породах наложенных мульд. Стадийная упорядоченность эпипород мало выразительна. Все они, видимо, связаны с этапом позднепалеозойской тектоно-магматической активизации, подновившей многие разрывные нарушения и сформировавшей серию интрузивных тел, прорывающих девонский интрузивно-вулканогенный пояс. Существует мнение о более древнем возрасте скарнов. На представленном фрагменте карты они совместно с актинолитовыми пропилитами занимают обособленную площадь и могли бы рассматриваться в качестве самостоятельной формации (рис. 6). Однако имеются признаки наложения актинолитовых пропилитов на каменноугольные образования и элементы скарнирования в пределах Караобинского рудного поля, противоречащие отмеченному мнению. С другой стороны, закономерное сонахождение подобных скарнов с грейзенами устанавливается очень часто в связи с едиными или близкими по возрасту интрузивными массивами (Акмая, Сарытау и др.). Совместное нахождение грейзенов и скарнов отмечали Г.А. Соколов и П.В. Комаров, Д.В. Рундквист с соавторами и другие. Эту формацию можно назвать скарново-грейзеновой. В то же время, видимо, существует и другая метасоматическая формация, содержащая скарны, ассоциирующиеся с актинолитовыми пропилитами при отсутствии или резко подавленном развитии грейзенов. Нами она зафиксирована в юго-восточной части Чу-Илийских гор и, вероятно, имеет широкое распространение в районе Соколовско-Сарбайских месторождений и в других местах.
Таким образом, в строении каждой из рассмотренных формаций выделяются центральная и периферическая зоны (табл. 3). В некоторых случаях между ними появляется промежуточная зона, которая может частично заменять центральную. Центральные и промежуточные зоны иногда представлены несколькими видами эпипород, находящихся в стадийных взаимоотношениях. Такая зональность является региональной по масштабам распространения. Ширина зон измеряется единицами и десятками километров и возрастает от центральных к периферическим. Вертикальная составляющая этой зональности изучена еще недостаточно. Известно, что грейзенизированные породы прослеживаются по вертикали на первые сотни метров. Вертикальный размах вторичных кварцитов, видимо, не превышает 1 км. Аргиллизиты и березиты прослеживаются вдоль отдельных разрывных структур на глубину более километра, но в монолитных блоках распространяются на сотни метров от поверхности, где сменяются пропилитами. Таким образом, по вертикали мощности центральных зон измеряются сотнями метров, возможно, до километра, что на один—два порядка меньше их латеральной протяженности. Периферические зоны, имеют, видимо, больший вертикальный размах, обычно превышающий километр. Ho и у них горизонтальная протяженность значительно превышает вертикальную. Вполне определенно можно утверждать, что тренд максимальной изменчивости региональной метасоматической зональности ориентирован по вертикали, т. е. в направлении восходящего (или нисходящего) движения формировавших ее растворов. Ориентировочные оценки суммарной вертикальной мощности формационных тел дают величины, соизмеримые с возможными мощностями уже упоминавшегося слоя литосферы, в котором особо интенсивно проявляются метасоматические процессы (метасоматического слоя).
Региональная метасоматическая зональность отчетливо полифациальна. В строении каждой из рассмотренных формаций участвуют эпипороды существенно разного состава. Сочетание эгшпород подчинено кислотно-основной эволюции гидротермальных растворов, установленной Д.С. Коржинским. В данном случае подчеркивается не столько временной, сколько пространственный аспект этой эволюции. Особенно показательны периферические зоны, представленные пропилитами (проявления субщелочного метасоматоза) или калишпатофирами и альбит-калишпатовыми эпипородами (проявления щелочного метасоматоза). Если положение со щелочными эпипородами еще не совсем ясно, то о пропилитах, в принятом объеме понятия, можно говорить вполне уверенно как о типичных образованиях периферических зон, не встречающихся в центральных зонах. В отличие от пропилитов щелочные эпипороды в некоторых случаях выделяются в качестве метасоматитов внутренних зон локальной метасоматической зональности. Позиция этих образований в регионально-метасоматических формациях еще не установлена. В рассматриваемых примерах приведены иные щелочные эпипороды, свойственные периферическим зонам. В противоположность проявлениям субщелочного и щелочного метасоматоза, аргиллизиты, вторичные кварциты и грейзены, образованные кислыми растворами, слагают центральные зоны регионально-метасоматических формаций. При этом березиты занимают промежуточное положение между периферическими и центральными зонами, либо играют роль последних. Таким образом, устанавливается определенная упорядоченность в составе и чередовании региональных метасоматических зон, отражающая различные условия проявления кислотно-основной эволюции воздействовавших растворов,
В современных классификациях метасоматических формаций, в том числе и в классификации Д.В. Рундквиста и И.Г. Павловой, построенной на структурно-вещественных признаках метасоматитов внутренних зон, периферические зоны автоматически выпадают из рассмотрения.
В то же время они, как было показано выше, имеют существенное значение. Особенно характерны в этом отношении вторичные кварциты. Их внешними зонами могут быть актинолитовые пропилиты (коунрадский тип), либо щелочные эпипороды (карпатский тип). Особенности состава и металлогения этих образований совершенно различны, что, видимо, связано с существенно иными путями эволюции растворов, сформировавших эти типы. Конвергентность образования вторичных кварцитов отмечается уже давно. Предполагается возможность их формирования в связи с вулканической деятельностью и в результате приконтактового выщелачивания. Выделению, по крайней мере, двух формаций, включающих вторичные кварциты, препятствует сосредоточение внимания исследователей на внутренних зонах метасоматитов. Существующее положение с вторичными кварцитами можно сравнить с объединением всех гранитов в единую формацию. Так же как интрузивные и осадочные формации могут состоять из пород различного состава, регионально-метасоматические формации, видимо, всегда полифациальны.
В качестве второго примера можно рассмотреть пропилиты, формационная самостоятельность которых отмечается В.А. Жариковым, В.Л. Русиновым и некоторыми другими исследователями. В региональном аспекте пропилиты повсеместно проявляются как периферические зоны существенно иных метасоматических образований (аргиллитов, березитов, вторичных кварцитов, скарнов, грейзенов). Характерные для зон широкого распространения пропилитов колчеданные месторождения располагаются в кварц-серицитовых эпипородах, видовая принадлежность которых близка к вторичным кварцитам или березитам (Урал, Казахстан и др.). Таким образом, выделение пропилитов в особую формацию представляется мало обоснованным. Пропилиты выступают в качестве периферических зон определенной группы регионально-метасоматических формаций. В других случаях такая же роль принадлежит щелочным эпипородам.
Одинаковые околорудные изменения устанавливаются на месторождениях совершенно различных полезных ископаемых. Например, по данным Г.Т. Волостных, околорудная аргиллизация характерна для меднопорфировых, полиметаллических, вольфрамовых, флюоритовых и других месторождений. Выяснение формационной принадлежности эпипород в таких случаях особо существенно для металлогенического анализа.
Многие исследователи широко используют генетические посылки при выделении метасоматических формаций. Это положение, в частности, нашло отражение в известной формулировке В.А. Жарикова: «Метасоматическую формацию можно определить как совокупность метасоматических фаций, образованных в результате одного петрогенетического процесса (или одного, генетически единого, геологического процесса)».
В настоящей книге эпипороды и их формации выделяются на основе структурно-вещественных признаков без априорного использования генетических предпосылок. Возникает задача определения условий образования регионально-метасоматических формаций. При этом установленные для этих формаций состав, строение, взаимоотношения с себе подобными и с другими геологическими образованиями являются исходными данными для генетических построений.
Регионально-метасоматические формации сложены образованиями, обычно относимыми к гидротермальным, среди которых только аргиллизиты могут быть связаны с гипергенными процессами. Однако их закономерная зонально упорядоченная ассоциативность с березитами и пропилитами или с калишпатофирами и альбит-калишпатовыми эпипородами полностью свидетельствует о гидротермальном происхождении всей совокупности.
Изучение региональной метасоматической зональности дополняет представления о гидротермальной деятельности новым фактическим материалом. В свете этих данных результаты конкретного регионального гидротермального процесса представляются в виде полифациального эволюционного ряда эпипород, охватывающего значительный блок литосферы. Каждый такой полифациальный ряд (отвечающий формации) связан с определенным петрогенетическим процессом и захватывает, видимо, всю мощность выделяемого авторами метасоматического слоя в соответствующем блоке. Сочетание блоков с различными регионально-метасоматическими формациями образует латеральную неоднородность метасоматического слоя, скорее всего, тоже упорядоченную.
Образование регионально-метасоматической формации того или иного вида зависит от условий геологического развития соответствующего блока. Приведем несколько примеров. В блоках с закрытым типом проницаемых зон (не имеющих прямой связи с поверхностью), в условиях высокого стояния уровня метаморфизма и проявления гранитов заключительного этапа развития подвижной области может быть сформирована скарново-грейзеновая формация. В пределах вулканогенных поясов, в связи с вулканическими структурами, прошедшими стадию кальдеро-образования, в блоках, не содержащих гранитоидных интрузий соответствующего возраста, при открытом характере разрывных структур могут образовываться калишпатофиро-аргиллизитовые формации, а при наличии таких интрузий, видимо, — калишпатофиро-вторичнокварцевые. В блоках, имеющих глубинные проницаемые зоны, сообщающиеся с поверхностью, при отсутствии или слабо проявленном гранитоидном магматизме и глубоко залегающей зоне метаморфизма можно ожидать проявление пропилито-аргиллизитовой формации.
Разберем на примере соответствие выделяемых формаций определению В. А. Жарикова, приведенному выше. В пределах Атасу-Моинтинского поднятия (Центральный Казахстан) Сарытауский массив аляскитовой формации в значительной степени грейзенизирован. В его южном контакте сформирована серия скарновых проявлений, связанных с этим же массивом. Вся экзоконтактовая область массива представлена актинолитовыми пропилитами с явным увеличением количества актинолита к зоне контакта. He вызывает сомнений тот факт, что все перечисленные образования вызваны внедрением данного массива и сопровождающей гидротермальной деятельностью. Постоянно отмечаемая ассоциативность грейзенов, скарнов и актинолитовых пропилитов в различных районах, их зональная упорядоченность и связь с единым петрогенетическим процессом вполне очевидны. Ho, видимо, существует и другая — пропилито-скарновая формация, связанная с интрузиями повышенной основности, и возможно, именно она наиболее перспективна в отношении скарнового оруденения.
Таким образом, выделение без генетических предпосылок регионально-метасоматических формаций дает обширный фактический материал для изучения условий образования отдельных членов этих формаций, формаций в целом, связанного с ними оруденения и даже крупных блоков литосферы.
Помимо рассмотренных, существуют и другие регионально-метасоматические формации. Такова, вероятно, выделенная Ю.В. Казицыным оксеталнтовая формация, а также эпигенетические образования платформенного чехла, в частности, региональные зоны окисленных и восстановленных пород и некоторые другие столь же широко проявленные изменения.
Отметим основные практические результаты изучения эпипород и их формационных ассоциаций.
1. Охарактеризованные формации представляют собой региональные образования, выделяемые при специальном картировании масштаба 1:200 000. В иерархии металлогенических подразделений они соразмерны рудным районам и обычно значительно превышают размеры рудных полей. В этой связи формационный анализ эпипород может рассматриваться как часть региональных прогнозно-металлогенических исследований.
2. В пределах эпипородного тела фациальные условия минералообразования сравнительно однородны. Максимальная изменчивость этих условий свойственна границам эпипородных тел. Поэтому оруденение, присущее тому или иному эпипородному телу, концентрируется преимущественно в его краевых частях, т. е, в участках максимального градиента условий минералообразования. При этом намечается, что наиболее крупные месторождения тяготеют не только к границам эпипородных тел, но и к границам метасоматических формаций, характеризующих блоки с различными условиями протекания эпигенетического процесса.
3. Формирование эпигенетических месторождений является эффектом количественного воздействия прошедших через породы растворов. Общий объем такого раствора, сформировавшего соответствующее эпипородное тело, фиксируется как степенью замещения исходных пород, так и объемом этого тела. Соотношения данных величин с параметрами возможного оруденения рассмотрены одним из авторов в специальной работе.
4. В связи с тем, что региональная метасоматическая зональность имеет вполне определенную вертикальную составляющую, появляется реальная возможность оценки степени эродированности геологических структур в период после завершения эпигенетической деятельности.
