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.

В группе оловоносных гранитоидов (табл. 1) Кавалеровский район представляют монцонитоидные кварцевые диориты и гранодиориты Угловской вулкано-тектонической структуры (центральная часть района; ан. 1, 2; табл. 1), обнаруженные при бурении скважин на глубине 650 м, граниты эксплозивных брекчий Арсеньевского месторождения (ан. 3) и граниты, установленные на глубине 610 м в юго-западной части района (ан. 4), с которыми связан кварц-серицитовый с касситеритом штокверк. Принадлежность этих пород к одному комплексу обосновывается петрологическими исследованиями, но не может быть признана бесспорной. На использованных петрохимических диаграммах, например (рис. 2, 3), все они диагностируются как калиевые разности, но рассредоточены в полях I-типа ильменитовой и магнетитовой серий, а 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).

По этому дискриминантному признаку характеризуемые гранитоиды - образования более "коровые", чем, например, золотоносные гранитоиды северного Казахстана [19] и близки, соответственно, золотоносным и оловоносным гранитоидам СВ Якутии [13], золотоносным магматитам Селемджинского района Монголо-Охотии (данные И.П Фатьянова). Отметим, что гранитоиды Якутии не обнаруживают закономерных различий по содержанию К₂О в разных по 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 в золотоносных и оловоносных комплексах с распределением их в земной коре (рис. 6), можно предполагать внутрикоровую природу гранитоидов. При этом для золотоносных более чем для оловоносных вероятно участие в магмообразовании вещества нижней коры. Это, в известной мере, противоречит выводу, который может быть сделан при анализе положения гранитоидов на дискриминантной диаграмме Rb-K₂O (см. рис. 4), где они 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 по хондриту C₁ распределения РЗЭ (рис. 8) подтверждают вероятность формирования золотоносных магм при плавлении метабазитов (амфиболитов), а 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.