УДК 550.423: 546.35 (571.6)

В.Г. Гоневчук, Г.А. Гоневчук, Г.Р. Саядян, Р. Сэлтманн*

*Музей естественной истории, Лондон

Изложены оригинальные данные по особенностям распределения РЗЭ, Y, Zr, Cs, Rb, Sr и Ba в ранне- и позднемеловых ассоциациях рудоносных гранитоидов Баджальского, Комсомольского, Кавалеровского районов и Сергеевской металлогенической зоны. Показано, что по комплексу геологических, петрохимических, геохимических, в т.ч. изотопно-геохимических признаков, оловоносные гранитоиды могли формироваться в результате равновесного плавления (F = 0,5-0,9) верхней коры (метапелитов) с последующим преимущественным фракционированием плагиоклаза, а золотоносные - нижней коры (амфиболитов) с фракционированием клинопироксена. В том и другом случаях предполагается активная роль мантии. Охарактеризованы различия олово- и золотоносных гранитоидных ассоциаций по исследованным признакам и их вероятные причины.

Rare-earth elements in the Sikhote-Alin tin-bearing and gold-bearing granitoids as indicators of their genesis. V.G. GONEVCHUK, G.A. GONEVCHUK, G.R.SAYADYAN, R. SELTMANN* (Far East Geological Institute, 159, Stoletiya Vladivostoka Av., Vladivostok, 690022; *Natural History Museum, London).

Исследование распределения редкоземельных элементов в гранитоидах успешно используется при решении вопросов их генезиса. В частности, полученные результаты могут быть основой для выводов о субстратах очагов магмообразования и об особенностях фракционной кристаллизации силикатных расплавов. Установлено также, что особенности содержания и распределения РЗЭ в гранитоидах наследуются в связанных с ними син- и постмагматических образованиях, в т.ч. в рудной минерализации.

В статье описаны результаты исследования гранитоидов некоторых золотоносных и оловоносных магматических ассоциаций, сформировавшихся во временном интервале от 140 до 60 млн лет в разных участках Сихотэ-Алинской области перехода от Азиатского континента к Тихому океану. Выбор обусловлен, с одной стороны, наибольшим значением этих металлов в рудной минерализации региона, а с другой - известными различиями генерирующих их магматических ассоциаций.

Геологические схемы, учитывающие плейттектонические представления, рассматривают Дальний Восток России как часть аккреционной зоны между Азиатским континентом и Тихоокеанской плитой [10, 16 и др.]. Сихотэ-Алинская область в них характеризуется как коллаж террейнов преимущественно мезозойского возраста, аккретированных в юрско-меловое время к окраине позднепротерозойско-палеозойского Ханкайско-Буреинского супертеррейна, со сшивающими и прорывающими их интрузивными телами, а также перекрывающими вулканическими и кластическими породами (рис. 1). Представления о природе террейнов, геодинамические модели формирования современной структуры Сихотэ-Алиня постоянно совершенствуются по результатам новых исследований, что, в свою очередь, существенным образом меняет представления о генезисе локализованных в них гранитоидных тел.

Предполагается, что Самаркинский и Баджальский террейны юрских аккреционных призм фиксируют соответствующий субдукционный этап; Журавлевский турбидитовый террейн - этап ранне-позднемеловой трансформной окраины, сменявшийся затем этапом позднемеловой субдукции, результатом которой стало формирование Сихотэ-Алинского (надсубдукционного) вулканического пояса. В палеогене (60-45 млн лет) развитие территории вновь определялось латеральным (ССВ) смещением Тихоокеанской плиты относительно позднемеловой окраины континента, сопровождавшимся формированием сосдвиговых зон скучивания и растяжения с соответствующими им типами магматизма. Объекты (рудные районы) нашего исследования занимают разное место в структуре региона.

Как “оловоносные” охарактеризованы гранитоиды Верхнеурмийского массива Баджальского рудного района [2 и др.], Силинского вулкано-плутонического комплекса Комсомольского рудного района [3] и Угловского вулкано-плутонического комплекса - Кавалеровского, время формирования которых определяется в интервале 100-75 млн лет. Два первых района расположены, соответственно, в крайних западной и восточной частях Баджальского (Баджальско-Самаркинского) террейна аккреционной призмы [16], которые, по нашим представлениям, существенно отличаются разрезом земной коры и, соответственно, условиями внутрикорового магмообразования. Для западной части (Баджальский район), где широко представлены образования домезозойского этапа, предполагается “континентальная” кора с развитым гранитометаморфическим слоем. Для восточной (Комсомольский район) - кора “субконтинентальная”, переходящая к “субокеанической”, в которой домезозойские образования представлены как фрагменты (олистоплаки) в мезозойском матриксе. “Гранито-метаморфический слой” здесь, в значительной мере могут составлять в разной степени преобразованные породы мезозойского терригенного (аккреционного) комплекса.

Кавалеровский район локализован в Журавлевском турбидитовом террейне. Сиалический слой коры здесь (около 36 км) слагают породы мезозойского терригенного комплекса, сформировавшегося в условиях околоконтинентального бассейна и претерпевшего интенсивные складчато-надвиговые дислокации, многократно увеличившие мощность его в разрезе.

Группу “золотоносных гранитоидов” в исследовании представляли интрузивы острова Аскольд и Криничного золоторудного поля [12], расположенные в крайней южной части Сихотэ-Алиня в пределах Сергеевской зоны золотой минерализации. Вмещающие их породы Сергеевского террейна - фрагмента активной континентальной окраины кембрийского (?) возраста, представлены комплексом метаофиолитов, интрудированных телами габбро-диорит-гранитной ассоциации в палеозое и перекрытых терригенными образованиями триасово-юрского возраста. В этой же группе рассмотрены гранитоиды Соболиного золоторудного узла южной части Кавалеровского района (95 млн лет; K-Ar дата по биотиту). Как “переходный тип” с признаками совмещенной оловянно-золотой минерализации приняты гранитоиды Пурильского комплекса Комсомольского района [4] с возрастом около 110 млн лет.

Р’ РіСЂСѓРїРїРµ оловоносных гранитоидов (табл. 1) Кавалеровский район представляют монцонитоидные кварцевые диориты Рё гранодиориты Угловской вулкано-тектонической структуры (центральная часть района; ан. 1, 2; табл. 1), обнаруженные РїСЂРё бурении скважин РЅР° глубине 650 Рј, граниты эксплозивных брекчий Арсеньевского месторождения (ан. 3) Рё граниты, установленные РЅР° глубине 610 Рј РІ СЋРіРѕ-западной части района (ан. 4), СЃ которыми связан кварц-серицитовый СЃ касситеритом штокверк. Принадлежность этих РїРѕСЂРѕРґ Рє РѕРґРЅРѕРјСѓ комплексу обосновывается петрологическими исследованиями, РЅРѕ РЅРµ может быть признана бесспорной. РќР° использованных петрохимических диаграммах, например (СЂРёСЃ. 2, 3), РІСЃРµ РѕРЅРё диагностируются как калиевые разности, РЅРѕ рассредоточены РІ полях I-типа ильменитовой Рё магнетитовой серий, Р° также S-типа магнетитовой (Арсеньевское месторождение). Наиболее вероятное первичное отношение ⁸⁷Sr/⁸⁶Sr - 0,7055-0,7065.

Повышенная окисленность железа в гранитах (ан. 3, 4) может быть связана с их постмагматическим преобразованием, в т.ч. с отчетливо проявленной хлоритизацией.

Силинский комплекс Комсомольского рудного района, который рассматривается здесь как главный оловоносный, представлен в исследовании образцами гранитоидов (ан. 5, 6, 8; табл. 1), слагающих интрузив на глубине более 600 м под месторождением Солнечным в центральной части района [3], а также образцом монцогранита (ан. 7) из западной части района (Чалбинский массив). В этих гранитоидах локализованы небольшие тела слабооловоносных мусковит-турмалиновых грейзенов, что рассматривается как важнейшее свидетельство их рудоносности. Предполагается, что гранитоиды представляют разные интрузивные фазы в интервале 97-85 млн лет (K-Ar даты по биотиту, Rb-Sr по породе ), предшествующие формированию главной оловянной минерализации.

Таблица 1

Содержание петрогенных, редких и редкоземельных элементов в гранитоидах оловоносных ассоциаций

Положение точек на диаграммах (см. рис. 2, 3), характеризует их как калиевые разности I-типа магнетитовой и ильменитовой серий (I_Sr = 0,7075). Результаты более детального исследования, в т.ч. магнитной восприимчивости, акцессориев, состава темноцветных минералов, газов в породе и отдельных минералах фиксируют высокую восстановленность этих гранитоидов и их принадлежность к ильменитовой серии.

Оловоносные гранитоиды Баджальского района представлены образцами гранитов Верхнеурмийского массива, в восточном экзоконтакте которого расположены многочисленные проявления оловянной минерализации, преимущественно грейзены, в т.ч. и уникальное по запасам оловянных руд Правоурмийское месторождение. Они характеризуют главную, преобладающую в массиве фазу крупнозернистых биотитовых гранитов (ан. 10; табл. 1), эндоконтактовую фацию (фаза?) порфировидных меланократовых разностей с реликтами пироксена (ан. 9) и дополнительную фазу мелкозернистых биотитовых гранитов (ан. 11). Положение точек на диаграммах (см. рис. 2, 3) отмечает эволюцию с уменьшением калиевости и глиноземистости и возрастанием окисленности железа, при наиболее вероятной принадлежности гранитов к “переходному” I ® S-типу. Время становления массива фиксируется в интервале 98-90 млн лет, первичное отношение изотопов стронция - около 0,7090.

Гранитоиды “типовой” золотоносной ассоциации Криничного рудного поля и острова Аскольд (табл. 2), по нашим данным [12], образуют гранодиорит-гранитный комплекс в составе сложной габбро-гранитной серии. Первую интрузивную фазу в нем представляют фациальные разности кварцевых диоритов-адамеллитов, вторую - граниты и гранитовые аплиты. Возраст гранодиоритов, по результатам Rb-Sr изотопного датирования - 104 млн лет, I _Sr = 0.70478, а K-Ar по биотиту - около 98 млн лет. На диаграммах (см. рис. 2, 3; точки 1-6) эти гранитоиды определяются как натровые I-типа магнетитовой серии. Аналогичны “типовым” по характеризуемым петрохимическим параметрам, по возрасту (98 млн лет, K-Ar дата по биотиту) и по минеральному составу гранодиориты и адамеллиты Соболиного золоторудного поля Кавалеровского района. Выделенные в группу “переходных” по металлогенической специализации гранитоиды Пурильского комплекса Кавалеровского рудного района [4], возраст которых по K-Ar датам устанавливается в интервале 98-95 млн лет, а по Rb-Sr изохроне - 112 млн лет (I_Sr = 0,7050), отличаются низким соотношением окисного и закисного железа, характерным для образований ильменитовой серии и повышенным содержанием фтора.

Таблица 2

Содержание петрогенных, редких и редкоземельных элементов в гранитоидах золотоносной (1-8) и “переходной” (оловянно-золотой) ассоциаций

1-3 - о. Аскольд; 4-6 - месторождение Криничное (юг Приморья); 7-8 - Кавалеровский рудный район, месторождение Соболиное; 9-10 - Комсомольский рудный район, Пурильский комплекс

Таким образом, наиболее отчетливо проявленое различие химизма гранитоидов оловоносных и золотоносных ассоциаций - калиевость первых и натровость - вторых. Это неоднократно подчеркивалось в публикациях, в т.ч. в обобщающих работах по критериям рудоносности [5, 9 и др.]. Менее отчетливо по результатам исследования фиксируется принадлежность оловоносных и золотоносных гранитоидов к разным по степени окисленности-восстановленности магматическим сериям.

Важнейший дискриминантный параметр - соотношение глинозема и породообразующих щелочей (A/CNK) - характеризует оловоносные и золотоносные гранитоиды как I-тип. В то же время различия изотопных характеристик, разные содержания K, Rb и коррелятивных им акцессорных элементов, позволяют рассматривать золотоносные гранитоиды как “первичнокоровые”, а оловоносные - “вторичнокоровые” или “смешанные мантийно-коровые” ассоциации гранитоидов I-типа [11].

Вероятность базитового происхождения исследованных гранитоидов, а также их различие по содержанию Rb и K иллюстрируется диаграммой (рис. 4).

РџРѕ этому дискриминантному признаку характеризуемые гранитоиды - образования более "коровые", чем, например, золотоносные гранитоиды северного Казахстана [19] Рё близки, соответственно, золотоносным Рё оловоносным гранитоидам РЎР’ Якутии [13], золотоносным магматитам Селемджинского района Монголо-Охотии (данные И.Рџ Фатьянова). Отметим, что гранитоиды Якутии РЅРµ обнаруживают закономерных различий РїРѕ содержанию Рљ₂Рћ РІ разных РїРѕ металлогенической специализации ассоциациях.

Содержания редких и редкоземельных элементов в исследуемых образцах определялись в одно и то же время в исследовательском центре г. Потсдама, что обеспечивает корректность их сопоставления. Результаты показывают (см. табл. 1, 2), что содержание суммы РЗЭ в оловоносных гранитоидах в целом выше, чем в золотоносных: от 102 до 197 г/т (среднее 133 г/т) и от 47 до 102 (среднее 69 г/т), соответственно. Гранитоиды “переходной группы” (табл. 2; ан. 9, 10) имеют сумму РЗЭ 115 г/т. Наибольший вклад в абсолютную величину этого различия вносит церий: 34 г/т - золотоносные; 50 г/т - “переходные”; 68 г/т - оловоносные. Однако, относительное увеличение содержания в 2 и более раза в оловоносных гранитоидах в сравнении с золотоносными - характерно для большинства РЗЭ, а для группы тяжелых элементов (Er, Tm, Yb, Lu) - более трех раз. Конфигурация трендов нормированного распределения РЗЭ (рис. 5), подчеркивая указанные различия, выявляет как диагностический признак наличие европиевого минимума - для оловоносных и отсутствие такового - для золотоносных гранитоидов. Намечается также разная эволюция магматических комплексов по распределению РЗЭ в последовательных гранитоидных фазах: увеличие содержания - в оловоносных и уменьшение, наиболее интенсивное для группы РЗЭ от Sm до Tm в заключительной лейкогранитной фазе. Первый из этих признаков, судя по имеющимся данным, может быть универсальным и отмечает особенности генезиса и эволюции тоналит-гранодиорит-плагиогранитных - золотоносных, и (гранодиорит) - гранит-лейкогранитовых - оловоносных. Второй требует дальнейшего исследования. Он, например, подтверждается данными по распределению РЗЭ в гранодиоритах и плагиогранитах Седанкинского (южное Приморье) золотоносного массива [7], но противоречит данным по золотоносному Криккудукскому комплексу северного Казахстана [19]. С другой стороны, в заключительной фазе оловоносных магматических комплексов часто присутствуют биотитсодержащие лейкограниты с низким содержанием РЗЭ (см. ан. 3, 11; табл. 1) и, одновременно, лейкограниты с высоким содержанием РЗЭ, несущие следы грейзенизации.

В распределении Rb, Sr, Zr, Y, Cs тенденция та же, что и по РЗЭ. При этом содержание цезия в оловоносных гранитоидах выше, чем в золотоносных в 3,5 раза (11,9 г/т и 3,2 г/т, соответственно). По содержанию бария существенных различий не установлено.

Приведенные в статье результаты, обобщение данных других исследователей, а также наших, полученных на других объектах, позволяют высказать некоторые предположения об особенностях генезиса и эволюции оловоносных и золотоносных ассоциаций гранитоидов.

Нормированное отношение Eu* /Eu (см. табл. 1,2), близкое к единице для золотоносных (среднее 1,04), меньше единицы (0,87) - для “переходных” и значительно меньше (ок. 0,40) - для оловоносных, отмечает соответствующее удаление от “первичности” их материнских магм. Оно могло быть обусловлено как изменением состава субстрата, так и степенью дифференциации расплава на момент становления интрузивной фазы. В реальной ситуации, по-видимому, действовали оба фактора.

Сравнивая распределение элементов РІ золотоносных Рё оловоносных комплексах СЃ распределением РёС… РІ земной РєРѕСЂРµ (СЂРёСЃ. 6), можно предполагать внутрикоровую РїСЂРёСЂРѕРґСѓ гранитоидов. РџСЂРё этом для золотоносных более чем для оловоносных вероятно участие РІ магмообразовании вещества нижней РєРѕСЂС‹. Это, РІ известной мере, противоречит выводу, который может быть сделан РїСЂРё анализе положения гранитоидов РЅР° дискриминантной диаграмме Rb-K₂O (СЃРј. СЂРёСЃ. 4), РіРґРµ РѕРЅРё определяются как производные базитовых магм.

Положение гранитоидов на дискриминантной диаграмме La/ Yb - Yb [6, 18] показывает вероятность образования первичных магм золотоносных магматических ассоциаций при плавлении (ок. 60 %) амфиболитов нижней коры (рис. 7). Оловоносные магмы по этому признаку - производные верхней

(сиалической) коры. Положение точек гранитоидов “переходных” (№ 9, 10), с учетом резко возросших содержаний Ce, Cs при незначительном увеличении - лантана, с наибольшей вероятностью отражает участие в их образовании метапелитов, либо особенности плавления “золотоносного” субстрата в восстановительных условиях. Положение ареалов фигуративных точек на пересечении трендов плавления коры и верхней мантии может рассматриваться как признак участия глубинных энергии и вещества в магмообразовании.

Обобщенные графики нормированного РїРѕ хондриту C₁ распределения Р Р—Р­ (СЂРёСЃ. 8) подтверждают вероятность формирования золотоносных магм РїСЂРё плавлении метабазитов (амфиболитов), Р° оловоносных - метапелитов (метабазиты).

Кроме того, эволюция параметра при становлении последовательных интрузивных фаз, проявляющаяся увеличением содержания РЗЭ, за исключением европия - для оловоносных ассоциаций, и уменьшением - для “типовых” золотоносных, позволяет предполагать преимущественное фракционирование плагиоклаза - в первых и клинопироксена - во вторых [1, 8].

Сравнивая полученные результаты с данными о распределения РЗЭ в расплавах, формирующихся при разных степенях фракционного или равновесного плавления земной коры [20], можно предполагать, что типовые золотоносные ассоциации сформировались в результате равновесного плавления (F > 0,6) нижней коры и последующего фракционирования пироксена (диопсида), а оловоносные - такого же плавления (F = 0,5-0,9) верхней коры с последующим преимущественным фракционированием плагиоклаза. Такой вывод согласуется с отмеченными выше петрохимическими и изотопно-геохимическими особенностями гранитоидов. И, тем не менее, он рассматривается лишь как предположительный, поскольку не учитывает всех факторов, влияющих на распределение РЗЭ. Например, вполне очевидна корреляция суммы РЗЭ в гранитах, с содержанием фтора, по которому золотоносные и оловоносные гранитоиды существенно разнятся. Европиевый минимум на графике распределения РЗЭ в оловоносных гранитоидах и отсутствие такового - в золотоносных, по мнению большинства исследователей, отражают особенности фракционирования разновалентных форм этого элемента, соотношение которых меняется в окисленных - золотоносных, и восстановленных - оловоносных системах. Однако все это лишь убеждает в необходимости и полезности выполненного авторами исследования.

Работа выполнена при поддержке проекта IGCP-373.

1. Балашов Ю.А. Геохимия редкоземельных элементов. М.: Наука, 1976. 266 с.
2. Вулканические пояса Востока Азии. Геология и металлогения / Ред. А.Д.Щеглов. М.: Наука, 1984. 504 с.
3. Гоневчук В.Г., Коростелев П.Г., Гоневчук Г.А. Гранитоиды Солнечного оловорудного месторождения // Геология рудных месторождений. 1980. № 4. С. 45-52.
4. Гоневчук В.Г., Гоневчук Г.А., Герасимов Н.С. Место и особенности генезиса пурильских гранитоидов в составе Мяо-Чанской оловоносной серии // Тихоокеанская геология. 1994. № 5. С. 67-73.
5. Изох Э.П. Оценка рудоносности гранитоидных формаций в целях прогнозирования. М.: Недра, 1978. 136 с.
6. Джан Б.М., Чжан З.К. Радиометрический возраст (Rb-Sr, Sm-Nd, U-Rb) и геохимия редкоземельных элементов в архейских гранулитовых гнейсах восточной части провинции Хэбэй, Китай // Геохимия архея. М.: Мир. 1987. С. 250-284.
7. Левашев Г.Б., Рыбалко В.И., Волосов А.Г. и др. Редкие земли как индикатор петрогенезиса магматических серий Сихотэ-Алиня (Препринт). Владивосток. 1989. 57 с.
8. Леснов Ф.А., Гора М.П., Бобров В.А., Ковалева В.А. Распределение редкоземельных элементов и вопросы генезиса Березовского мафит-ультрамафитового массива (о.Сахалин) // Тихоокеанская геология. 1998. Т. 17, № 4. С. 42-58.
9. Налетов Б.Ф. Гранитоиды с оловянным, вольфрамовым и медно-молибденовым оруденением. М.: Наука, 1981. 230 с.
10. Натальин Б.А. Мезозойская аккреционная и коллизионная тектоника юга Дальнего Востока СССР // Тихоокеанская геология. 1991. № 5. С. 3-23.
11. Попов В.С. О происхождении гранитов // Гранитоиды - индикаторы глубинного строения земной коры. Новосибирск: Наука, 1985. С. 14-26.
12. Саядян Г.Р., Гоневчук В.Г., Герасимов Н.С., Хомич В.Г. Геологические и изотопно-геохимические обоснования возраста и последовательности формирования магматических образований Криничного золоторудного поля // Минералого-геохимические индикаторы рудоносности и петрогенезиса. Владивосток: Дальнаука, 1996. С. 93-105.
13. Трунилина В.А. Геология и рудоносность позднемезозойских магматических образований северо-востока Якутии. М.: Наука, 1992. 256 с.
14. Ферштатер Г.Б. Петрология главных интрузивных ассоциаций. М.: Наука, 1987. 232 с.
15. Ханчук А.И. Геологическое строение и развитие континентального обрамления северо-запада Тихого океана. Автореф. дисс. …докт. геол.-минер. наук. Москва. 1993. 31 с.
16. Ханчук А.И., Раткин В.В., Рязанцева М.Д. и др. Геология и полезные ископаемые Приморского края: очерк. Владивосток: Дальнаука, 1995. 65 с.
17. Chauvel C. Jahn B.M. // Geochim. et cosmochim. acta . 1984. V.43. N. 1. P. 93-110.
18. Jahn B.M., Glikson A.Y., Peucat J.J., Hickman A.H. REE geochemistry and isotopic data of Archaean silisic volcanics and granitoids from the Pilbara Block, Western Australia: Implikations for the early crustal evolution // Geochim. Cosmochim. Acta. 1981. No 45. P. 1633-1652.
19. Spiridonov E.M. Granitic Rocks and Gold Mineralization of North Kazakhstan // Granite-Related Ore Deposits of Central Kazakhstan and Adjacent Areas. St. Petersburg. 1996. P. 197-218.
20. Weaver B., Tarney J. Empirical approach to estimating the composition of the continental crust // Nature.1984. Vol. 310. P. 575-587.