Эндогенные рудно-магматические системы
Системы этого типа распространены во всех глобальных структурах земной коры. Среди них наиболее изученными и уникальными по масштабам накопления рудного вещества выделяются: гипербазито-базитовые медно-никелевые, гранитоидные полиэтапные оловорудные, кимберлитовые и лампроитовые алмазоносные, базальтоидные субмаринные колчеданные и ряд других (рис. 7, 8). Гипербазит-базитовые медно-никелевые системы. К этому типу относятся крупнейшие в мире рудные узлы, ассоциированные с расслоенными ультраосновными - основными комплексами (Садбери в Канаде, Бушвельд в Южной Африке, Норильск на Северо-Западе Сибирской платформы и др.). Все они приурочены к региональным глубинным разломам, ограничивающим крупные стабильные жесткие мегаблоки земной коры; развиваются на коре континентального типа; масштабы оруденения коррелируются со степенью дифференциации мантийных расплавов; процессы формирования рудоносных плутонов протекают в обстановке растяжения и с высокой скоростью; рудные районы характеризуются полиэтапностью развития и многоярусностью строения. Норильская рудно-магматическая система, изученная О.А. Дюжиковым, В.В. Дистлером и др. (1986), приурочена к Приенисейскому мегаблоку, ограниченному крупнейшими мезозойскими внутриконтинентальными рифтами Земли - Енисейско-Хатангским и Западно-Сибирским. Главной магморудноконтролирующей структурой района служит Норильско-Хараелахский глубинный разлом (рис. 9). Рудно-магматическая система формировалась в процессе миграции гипербазит-базитового расплава в южном направлении на расстояние в десятки - первые сотни километров. Вкрапленные и массивные руды приурочены к полнодифференцированным сульфидным гипербазит-базитовыми интрузивам, локализованным в подошве платформенного чехла.Вулканогенно-рудные системы
Вулканогенно-рудные системы (центры) представляют собой долгоживущие (миллионы - десятки млн. лет) обычно изометричные в плане (диаметр 1-10 км) участки магматической и металлогенической активности (Яковлев, Авдонин, Старостин, 1986). По вертикали оруденение распространено до глубин 10-12 км. Выделяются два типа рудно-магматических центров: вулканический открытый и глубинный магматический закрытый. Вулканические открытые системы представлены тремя подтипами: молибденпорфировым, колчеданным субмаринным и карбонатитовым (рис. 7). Медно-молибденпорфировые вулканические и вулкано-плутонические системы обычно располагаются в пределах вулкано-плутонических дуг активных окраин континентов (Митчелл, Гарсон, 1984). Они пространственно и генетически связаны с гипабиссальными интрузиями монцонитового, диоритового и гранодиоритового составов. В глубинных частях систем развита собственно медномолибденовая минерализация. В слабоэродированных структурах сохранились и верхние вулканические (жерла, некки, кальдеры) элементы магматических систем с присущими им проявлениями ртути, свинца, цинка и редких земель. Примерами таких систем могут служить рудные районы в западной части синклинория Янцзы (Китай). Одно из них - Туншанькоу, детально изученное Чжэн Ланьчжэ (1995), относится к медно-молибденпорфировому типу. Здесь рудные тела приурочены к эндо- и экзоконтактам юрско-мелового склоняющегося в восточном направлении штока гранодиоритпорфирового и кварц-монцонитового состава, прорывающего толщу триасовых карбонатных пород (доломитов, известняков, мраморов). Особенностью формирования месторождения является тесное сочетание скарновых и высокотемпературных плутоногенных гидротермальных процессов. В эндоконтактах штока преобладает медно-порфировое, а в экзоконтактах - типичное медное магнезиально-скарново-жильное оруденение. Основная масса руд образует почти сплошное тело в форме усеченного конуса на контакте интрузивных пород с доломитовыми мраморами. Кроме того, внутри штока выделяются многочисленные мелкие линзо-, пласто- и штокообразные тела вкрапленных медных и молибденовых руд, а во вмещающих мраморах - как метасоматические залежи, так и одельные жилы и жильные штокверковые зоны. В истории формирования месторождения выделяются два главных этапа - прототектонический и постмагматический. С первым этапом связано внедрение интрузивного комплекса в Яншаньскую эпоху (153 -127 млн. лет) в триасовые отложения, испытавшие четыре фазы складчатости, образование прототектонических структур внутри интрузивного штока и сопутствующих дизъюнктивов во вмещающих мраморах. Второй этап протекал в режиме литостатической разгрузки, сопровождался полистадийной флюидной постмагматической деятельностью и формированием метасоматической зональности (филлизититовые кварц-серицитовые и пропилитовые зоны) и рудообразованием. Установлен отчетливый структурно-петрофизический контроль оруденения. Ведущую роль в формировании рудовмещающего структурного парагенезиса играли две резко контрастные по физико-механическим свойствам группы пород: карбонатная (доломиты, известняки, мраморы) и интрузивная (диориты, гранодиориты, кварцевые монцониты и др.). Для карбонатной группы характерны повышенные упруго-прочностные свойства (Е=7,15х104 Мпа, Тв = 163 НВ, ( = 435 К, Кпк = 0,73) по сравнению с породами интрузивной группы (Е = 5,8х104 Мпа, Тв = 135 НВ, ( = 403 К, Кпк = 0,20). Это различие привело к возникновению на границе таких контрастных петрофизических сред трещинно-брекчиевых зон, контролировавших движение рудоносных флюидных потоков. В свою очередь, эти потоки энергично метасоматически перерабатывали как интрузивные, так и осадочные породы. В результате формировались оруденелые блоки, отличающиеся от вмещающих слабоминерализованных пород повышенной плотностью и упругостью (Е = 7,25х104 Мпа, ( = 438 К, Кпк = -0,83). На всех стадиях рудного процесса они были весьма хрупкими (Тв = 115 НВ) и неоднородными (коэфициент неоднородности Кн = 0,28) образованиями.