Бесплатный автореферат и диссертация по геологии на тему

Петрология гранитоидов Телекайского рудного района

ВАК РФ 04.00.08, Петрография, вулканология

Автореферат диссертации по теме "Петрология гранитоидов Телекайского рудного района"

РГ6 он

О 9 ФЕВ ВД

На правах рукописи

ТИХОМИРОВ Петр Леонидович

ПЕТРОЛОГИЯ ГРАНИТОИДОВ ТЕЛЕКАЙСКОГО РУДНОГО РАЙОНА (ЦЕНТРАЛЬНАЯ ЧУКОТКА)

Специальность 04.00.08 -петрология, вулканология

АВТОРЕФЕРАТ диссертации на соискание ученой степени кандидата геолого-минералогических наук

Санкт-Петербург 1998

Работа выполнена в Санкт-Петербургском государственном горном институте им. Г.В.Плеханова (техническом университете) и в Московском государственном университете им. М.ВЛомоносова.

Научный руководитель - доктор геолого-минералогических

наук, профессор Ю.Б.Марин

Официальные оппоненты: доктор геолого-минералогических

наук, профессор В.С.Попов

кандидат геолого-минералогических наук, с.н.с. А.П.Соболев

Ведущее предприятие - Институт геологии рудных месторождений, петрографии, минералогии и геохимии РАН (ИГЕМ).

Защита состоится "20 " 1998 ГОда в час.

мин. на заседании Диссертационного совета Д 063.15.04 по адресу: 199026, Санкт-Петербург, 21-я линия, дом 2, ауд. N 1203

С диссертацией можно ознакомиться в библиотеке Санкт-Петербургского государственного горного института им. Г.В.Плеханова (технического университета).

1$ „ ЯН^а^Я,

Автореферат разослан " /у/ " 1998 года.

Ученый секретарь Диссертационного совета кандидат геол.-мин. наук, доцент

М.А.Иванов

Актуальность работы. Чукотка - одна из главных золото- и оловорудных провинций России, и гранитоиды являются ее наиболее распространенными и важными в металлогеническом отношении интрузивными породами. Наиболее интенсивно чукотские граниты изучались в 60-е - 70-е гг; при этом главным образом исследовались геология и петрография гранитоидных массивов (Лугов, 1962, Загрузина, 1965, Милов, Соболев, 1975, Милов, 1975 и др.). Значительный объем информации, собранной в ходе крупномасштабной геологической съемки в 80-е - начале 90-х гг., мало использовался в научных целях, оставаясь достоянием производственных отчетов. Число работ, использующих современные методики минеральной термобарометрии, весьма ограничено, как и число публикаций, посвященных формационному анализу чукотских гранитов и связи их состава с геодинамической обстановкой (Соболев; 1989, Козлов и др, 1995). В связи с этим исследование физико-химических условий формирования гранитоидов одного из перспективных рудных районов Чукотки и поиск связанных с ними дополнительных рудоконтролирующих факторов является актуальной проблемой. Кроме того, новые факты позволяют внести дополнения в методики минеральной геотермобарометрии для более объективной оценки условий формирования гранитоидных массивов и для металлогенического анализа.

Цель работы - оценка физико-химических условий кристаллизации и характера рудоносности гранитоидов Телекайского рудного района и прилегающих территорий, сравнительная характеристика выделенных магматических комплексов, определение их формационной принадлежности и построение общей эволюционной схемы магматизма района. Для решения этих задач проводился анализ геологического строения, минерального и химического состава гранитоидных массивов, а также исследование состава минералов и термодинамические расчеты.

Фактический материал и методы исследования. В работе использованы материалы автора, собранные в 1988-1994 гг. во время работы в составе Верхне-Пегтымельского, Мраморного и Ледяного отрядов ГГС-50 СевероЧукотской ГРЭ, впоследствии реорганизованной в Чаунское государственное горно-геологическое предприятие. Часть образцов любезно предоставлена геологом Ново-Гытойгынского ОГГС С.С.Казьминым и музеем ЧГГГП (зав. С.Ф.Бегунов). При подготовке диссертации привлечены материалы из фондов Чаунского ГГГП и литературные данные. Описаны около 500 прозрачных, 50 полированных шлифов и 16 аншлифов, использованы результаты более 700 полных химических анализов, 120 определений абсолютного возраста пород калий-аргоновым методом, выполнены рентгеноспектральный (35 проб) и количественный спектральный (30 проб) анализы, микрозондовые определения состава минералов (440 точечных анализов). Из 21 пробы выделены монофракции биотита, проанализированные количественным спектральным и химическим методами.

Научная новизна работы. Комплекс использованных термобарометрических методов впервые представлен в виде алгоритма, позволяющего рассчитывать интенсивные параметры состояния гранитных расплавов в случаях, когда глубина становления массивов определена с учетом геологических и петрологических данных. Впервые определены

физико-химические условия кристаллизации чукотских гранитоидов вулкано-интрузивной ассоциации, проведено их сравнение с условиями формирования гранитоидов мезозоид. Предложена новая форма диаграммы для определения условий кристаллизации биотита по соотношению А1(У1) и А 1(1 У) (Коренбаум, 1973), позволяющая производить оценку термодинамических параметров более объективно. Уточнены факторы, контролирующие распределение железа между силикатными и оксидными фазами. Сделано предположение о существовании магматических "индикаторов" рудоносных структур.

Практическая значимость. Данные о режиме кислорода при формировании гранитоидных плутонов могут использоваться как дополнительный критерий при оценке их рудоносности. Магматические образования с аномальными характеристиками рекомендуется учитывать при прогнозно-металлогеническом анализе территорий как потенциальные индикаторы рудоносных структур. Выявленные закономерности пространственно-временного распределения гранитоидов, кристаллизовавшихся в различных условиях, можно использовать при составлении палеогеодинамических реконструкций и карт магматических формаций.

Апробация результатов исследования. Основные положения диссертации докладывались на научной конференции "Проблемы магматической и метаморфической петрологии" (каф. петрографии МГГА, 1996), на конференции преподавателей РУДН (1996), на заседаниях каф. исторической и региональной геологии (1996, 1997) и каф. петрологии МГУ (1997), каф. минералогии, кристаллографии и петрографии СПбГГИ (1997), отражены в производственных отчетах.

Публикации. По теме диссертации опубликовано 7 работ.

Объем и структура работы. Диссертация состоит из введения, четырех глав и заключения и содержит 105 страниц машинописного текста, 31 таблицу, 61 рисунок, а также список литературы из 130 наименований. В первой главе приведено общее описание геологического строения Телекайского рудного района и прилегающих территорий. В главе 2 детально рассмотрены геологическое строение гранитоидных массивов, структурно-вещественный состав слагающих их пород, а также химический состав породообразующих (биотит, амфибол, полевые шпаты) и акцессорных (ильменит, магнетит) минералов. Глава 3 посвящена расчетам физико-химических параметров кристаллизации гранитоидных магм, включая описание алгоритма расчетов и анализ результатов, полученных при использовании различных методик минеральной термобарометрии. В главе 4 суммируются все сведения, касающиеся вопросов эволюции, латеральной зональности и рудоносности гранитоидов района. В заключении приведены основные выводы по результатам диссертационной работы.

Работа выполнена под научным руководством доктора геолого-минералогических наук, профессора Ю.Б.Марина, которому автор выражает искреннюю благодарность. В проведении аналитических исследований большую помощь оказали А.А.Волох (ИМГРЭ), Л.Б.Грановский, Н.Н.Коротаева, Е.В.Гусева, Н.Н.Кононкова (МГУ). Автор выражает глубокую благодарность д.г.-м.н., профессору Э.М.Спиридонову за поддержку

при проведении исследований и текущее обсуждение основных вопросов диссертации и академику РАЕН, профессору Т.И.Фроловой за большую помощь в подготовке защищаемых положений. Автор также благодарит к.г.-м.н. А.Ю.Бычкова и к.г.-м.н. И.В.Пекова за ценные советы, а геологов Чаунского горно-геологического предприятия - за помощь в сборе материалов для диссертации. Работа выполнена при частичной финансовой поддержке РФФИ и Министерства природных ресурсов.

Основные защищаемые положения.

1. Среди гранитоидных интрузивов Телекайского района выделены четыре магматических комплекса, различающихся геологическим строением массивов, составом пород и рудоносностью: гранит-гранодиоритовый мольтыканский, лейкогранитовый телекайский, комплекс субвулканических интрузивов пестрого состава и комплекс руч. Плиточный (субщелочных лейкогранитов). Первые два комплекса имеют раннемеловой возраст и связаны с орогенным этапом развития чукотских мезозоид, два последних сформировались в альбе -позднем мелу и связаны с этапом теюгоно-магматическон активизации при формировании Охотско-Чукотского вулканогенного пояса (ОЧВП).

Основными структурными элементами Центральной Чукотки являются Чаунская зона Чукотской складчатой системы мезозоид (терригенно-обломочные отложения, смятые в пологие складки и прорванные гранитоидными батолитами) и Центрально-Чукотский сектор ОЧВП - полого залегающие стратифицированные вулканиты и комагматичные им субвулканические и интрузивные тела. История геологического развития региона включает три этапа: 1) геосинклинальный (пермь-триас), соответствующий в плитотектонической терминологии этапу осадконакопления в условиях пассивной континентальной окраины, 2) орогенный (юра-ранний мел), соответствующий этапу коллизии Чукотского и Омолонского микроконтинентов и постколлизионного поднятия, 3) этап тектоно-магматической активизации (альб-поздний мел), соответствующий периоду окраинно-континентальной субдукции и образования ОЧВП. Два последних этапа отмечены формированием значительных масс гранитоидов.

Телекайский район расположен в зоне сочленения мезозоид и ОЧВП. Район приурочен к осевой части Паляваамского синклинория, включающего самые молодые на Чукотке образования геосинклинального этапа. Относительно структур ОЧВП район располагается во внешней (тыловой) зоне Центрально-Чукотского сектора, у границы с внутренней зоной и с Восточно-Чукотской фланговой зоной (Белый, 1978).

Сравнительная характеристика выделенных гранитоидных комплексов приведена в таблице 1. Три первых комплекса упоминались ранее в публикациях и фондовых материалах (Воеводин, 1975, Козлов и др., 1995), четвертый (комплекс руч. Плиточный) впервые выделен автором при составлении отчета Мраморного ОГГС.

1. Массивы мольтыканского комплекса представляют собой батолиты с куполообразными выступами кровли; по геофизическим данным, мощность

Таблица 1. Сравнительная характеристика магматических комплексов.

Магматические комплексы Форма, размеры (на современном денудационном срезе) Фазы, с указанием относительного объема Преобладающие породы Глубина становления*, км Субсолидусные преобразования Возраст (К-Аг метод), млн лет Сопутствующее оруде-нение

Мольтыкан-ский Батолиты, до 1630 км2 1 - 99% 2 -1% Порфировидные гранодиориты, кварцевые сиениты, нормальные и субщелочные граниты 2-3 Интенсивная актинолитизация амфибола, слабая хлоритизация железо-магнезиальных минералов 112±5 (апт-альб) Не выявлено

Телекайский Батолит, выходы до 500 км2 1 - 85% 2-15% Лейкограниты около 1 Интенсивная хлоритизация биотита, альбитизация и мусковитизация полевых шпатов 101+10 (альб?) Олово, уран

Субвулканических интрузивов Дайки, лополиты, штоки, силлы, лакколиты,до 5 км2 Однофазные Гранит- и гранодиорит- порфиры до 1, в южной части района -до 2 Интенсивная хлоритизация железо-магнезиальных минералов, альбитизация и пелитизация полевых шпатов 82±10 (поздний мел) Не выявлено

комплекс руч. Плиточный Лакколиты, дайки 1 - более 99% 2 - менее 1% Субщелочные лейкогранит- порфиры 0.5-1 Интенсивная хлоритизация биотита, альбитизация и мусковитизация полевых шпатов 73±3 (кампан-маастрихт) Не выявлено

* - глубина становления интрузивов определена по мощности прорванных стратифицированных образований, а также по особенностям структур пород (мирмекиты, степень закалки эндоконтактов).

батолитов составляет до 5-6 км. Примерно 99% их объема приходится на породы главной фазы: порфировидные гранодиориты, кварцевые сиениты, нормальные и субщелочные граниты. Характерно присутствие крупных (2-5 см, иногда до 10 см) вкрапленников ортоклаза. Кроме того, в состав пород входят зональный андезин, кварц, актинолитизированная роговая обманка (за исключением наиболее кислых разностей) и незональный биотит. Наиболее характерные акцессорные минералы - ильменит, циркон, апатит, ортит. Содержания магнетита сравнительно низкие, десятки г/т. В гранитоидах главной фазы часто присутствуют включения меланократовых мелкозернистых пород - диоритов и монцодиоритов. Нередко можно наблюдать следы ассимиляции этих включений - "теневые" ксенолиты, такситовые текстуры гранитоидного матрикса; на взаимодействие контрастного по составу материала указывает также выявленная в некоторых шлифах обратная зональность плагиоклаза. Похожий структурно-вещественный состав имеют породы большинства раннемеловых плутонов Центральной Чукотки. Первичное отношение 875г/865г для раннемеловых гранодиоритов Иультинского района Центральной Чукотки (Дудкинский и др., 1986) составляет 0.7095±0.0029, что свидетельствует о смешанном мантийно-коровом источнике магм.

При интрузивах мольтыканского комплекса обнаружены лишь отдельные точки минерализации золота и халькофильных металлов (молибдена, меди, цинка, свинца). На территориях, расположенных к западу и к северу от Телекайского района, с подобными интрузивами пространственно связаны месторождения золота.

Невысокая кремнекислотность пород (рис. 1,2), присутствие меланократовых включений, а также особенности состава пород указывают на сходство массивов мольтыканского комплекса с интрузивами активных континентальных окраин, имеющими смешанный мантийно-коровый генезис (Пирс и др., 1984, Тишендорф и Пальхен, 1985, Бэтчелор и Боуден, 1985, Агью и Бримхолл, 1987, Мэниар и Пикколи, 1989).

2. К телекайскому комплексу отнесены интрузивы, сложенные нормальными и субщелочными лейкогранитами и, по геофизическим данным, являющиеся выходами единого батолита мощностью до 5-7 км. Как типичные представители лейкогранит-аляскитового формационного типа (Бескин и др., 1979), они имеют двухфазное строение. Породы первой (главной) фазы -крупнозернистые слабо порфировидные лейкограниты, второй (дополнительной) - мелкозернистые лейкограниты и лейкогранит-порфиры. Различия в химическом составе фаз незначительны. Породы сложены микроклином, слабо зональным альбит-олигоклазом, кварцем и незональным биотитом, акцессорные минералы - ильменит, ортит, апатит, циркон, касситерит, магнетит. Содержания последнего на порядок выше, чем в породах мольтыканского комплекса. Поскольку хлоритизация биотита не сопровождается выделением рудных минералов (железистость биотита и хлоритовых псевдоморфоз практически одинаковы), магнетит имеет магматическое происхождение. В лейкогранитах нередки включения мелкозернистых пород, по составу соответствующих кварцевым сиенитам.

а> ю 9 8 7 6 5

КгО+Ыар, еес.%

о ++*а?>Яй1 °

о * * а * * Чащ* ¿¡Р

□ «у*

+

Э02, вес.%

65

70

75

50 55 60

о Мольтыка некий массге I мольтыканский

» Южная часть Телжалского массива | комплекс о Тепекайскк-й комплекс

♦ Комплекс субвуложческих интрузивов

♦ Конплекс руч Плитснньй

80

6)

10 9 8

7 6 5

КгО+ЫаА вес.%

л д

° д*дпд* х

д х л0 * Д Д ХД .Д в о

ЭО,, вес.%

-5& х

55

60

65

70

75

80

п Северюя часть райсна а Центральная часть райою

— — • Южная часть райсна

----х Вулкажтывнутренней зоны 04 ВП к кху от Те лжей с ко го района

(линии - полиномиальные тренды 3-го порядка) Рис.1. Диаграммы 8Ю2 - К20+№20 для интрузивных (а) и эффузивных (б) пород района.

+

а) 0.8 0.7 0.6 0.5 0.4 0.3 0.2

б) 0.8 0.7 0.6

0.5 0.4

0.3

0.2

К20/(К20+Ыа20)

' о □

о

* ч/

+ +

+

+ + ++

+ + + ++ о* „л

____УаКЬЛ О

ЩРЬо*

»41 ++ ♦ ++ О

ЭО,, вес.%

50 55 60

К20/(Кг0+Ма20)

65

70

75

80

)Ш) д

х

X X

* о

□

Л □

4 X д

п о -

0 л А

па д г^к."* п

-

X ** а" 5-: XX

х Д х * "** х

- ' х х х X

ар,, ввз.%

70

75

50 55 60 65

(условные обозначения - на рис.1)

Рис.2. Диаграммы ЗЮ2 - Кр^кр+ЫЗгО) для интрузивных (а) и эффузивных (б) пород района.

80

Разница в возрасте массивов мольтыканского и телекайского комплексов незначительна (П2±5 и 101+10 млн лет соответственно; определения выполнены калий-аргоновым методом). По вещественным характеристикам породы телекайского комплекса близки гранитам посторогенной и внутриплитной обстановок.

Как будет показано ниже, интрузивы данного комплекса - единственные из гранитоидных массивов района, имеющие явные признаки оловоносности. Состав пород и металлогеническая специализация сближает интрузивы телекайского комплекса с двумя другими оловоносными массивами Центральной Чукотки - Северным и Иультинским. Первичное отношение изотопов стронция в породах главной фазы Иультинского массива, как и в раннемеловых гранодиоритах, имеет значения, промежуточные между мантийными и коровыми - 0.7088±0.0018 (Дудкинский и др., 1986).

Южная часть крупного Телекайского плутона, отделенная от северной зоной разрывных нарушений, по комплексу признаков (гранит-гранодиоритовый состав, отсутствие оловорудных проявлений) близка образованиям мольтыканского комплекса, что дает основания для вывода о полихронном характере данного интрузива, ранее считавшегося единым.

3. Комплекс субвулканических интрузивов представлен относительно небольшими малоглубинными однофазными телами, разнообразными по форме и структурно-вещественному составу. Данные образования комагматичны эффузивам ОЧВП и связаны с ними постепенными переходами. Для позднемеловых интрузивных пород типичны порфировые структуры и широкий интервал состава - от диоритов и монцонитов до лейкократовых гранитов; в данной работе основное внимание уделялось породам гранитоидного состава.

Петрографические признаки, положение точек на вариационных диаграммах (рис. 1,2) и бимодальность распределения пород ОЧВП по содержанию кремнезема указывают на существование в позднем мелу двух уровней магмогенерации. Производные первого очага - риолит-риодацитовые расплавы, содержащие 3-5% нормативного корунда, близкие по составу к гранитной котектике. Для них характерно присутствие вкрапленников кварца и полевых шпатов примерно одинаковых размеров; ксенолиты меланократовых магматических пород в данных образованиях не обнаружены. Вторая исходная магма имела состав трахиандезитов -кварцевых латитов; производные этой магмы - дациты (трахидациты) и трахириодациты, нередко содержащие включения полнокристаллических пород основного и среднего состава. Вкрапленники в этих породах представлены полевыми шпатами (ликвидусной фазой обычно является санидин), железо-магнезиальными минералами (ромбическим и моноклинным пироксенами, роговой обманкой, биотитом), магнетитом и ильменитом. Породы, по составу близкие первичным выплавкам, недосыщены глиноземом, а дифференциаты пересыщены. Первичные отношения 875г/868г, определенные для вулканитов умеренно кислого состава примерно в 100 км к западу от Телекайского района - 0.7042+0.0006, что свидетельствует о выплавлении из мантийного источника (возможно, при небольшом участии коры). Для кислых эффузивов - производных первого очага исследования изотопного состава

стронция не проводились, однако высокая кремнекислотность пород и признаки ранней кристаллизации кварца указывают на то, что источник расплавов располагался в верхней коре. В интрузивной фации из-за процессов дифференциации и гибридизма значительные объемы пород имеют промежуточные составы, и бимодальность распределения по БЮг не столь отчетлива.

Отмечено, что при переходе от одной вулканоструктуры к другой меняются петрографические характеристики позднемеловых интрузивных образований (количество и минеральный состав вкрапленников, характеристики основной массы), что объясняется существованием в период формирования ОЧВП множества разобщенных периферических камер. Как и породы мольтыканского комплекса, гранитоиДЫ ОЧВП по химическому составу в равной степени сходны с кислыми интрузивными породами активных континентальных окраин и посторогенными гранитоидами.

В вулканогенных образованиях выявлены месторождения олова, проявления серебра и золота, но нет свидетельств генетической связи оловорудной минерализации ни с одним из известных в районе позднемеловых интрузивов.

4. В самостоятельный магматический комплекс выделены тела субщелочных лейкогранитов и лейкогранит-порфиров, не имеющих эффузивных аналогов и приуроченных к сложно построенной Мраморной вулканоструктуре (комплекс руч.Плиточный). От прочих позднемеловых гранитоидов района, помимо химического состава пород, они отличаются двухфазным строением (у наиболее крупного тела в эндоконтактовой зоне встречены маломощные дайки, сложенные породами того же состава, что и главная фаза, но отличающиеся меньшими размерами вкрапленников и тонкозернистой структурой основной массы), составом минералов (высокие железистость биотита, марганцовистость магнетита и ильменита) и специфическими постмагматическими образованиями (мусковит-флюоритовые и кварц-калишпат-фаялитовые метасоматиты). По структурным взаимоотношениям и радиоизотопным датировкам породы комплекса -наиболее молодые кислые магматические образования района; по составу они близки внутриплитным анорогенным гранитоидам. Породы имеют порфировую или резко порфировидную структуру; вкрапленники представлены микроклином, кварцем и альбит-олигоклазом, для основной массы характерны микрографические кварц-полевошпатовые срастания. Наиболее распространенные акцессорные минералы - титаномагнетит (более 2000 г/т), ортит, ильменит, циртолит, апатит.

Риолитовые субвулканические тела и стратифицированные вулканиты Мраморной вулканоструктуры вмещают наиболее крупные в районе позднемеловые проявления оловорудной минерализации. Однако интрузивы комплекса руч. Плиточный не обнаруживают таких признаков оловоносности, как геохимические аномалии у контактов, повышенные содержания касситерита в пробах-протолочках и присутствие рудной минерализации в постмагматических образованиях.

Таким образом, в истории геологического развития района выделяются две эпохи гранитообразования, в каждой их которых сначала либо

формируются значительные массы гранитоидов умеренно кислого состава (орогенный этап), либо магматизм носит контрастный характер, включая образования среднего - умеренно кислого и кислого - ультракислого состава (этап тектоно-магматической активизации). В обоих случаях в магмообразовании участвуют производные мантийного и корового источников, при ведущей роли последнего (преобладают породы кислого состава). Поскольку степень плавления субстрата в период максимальной активности ОЧВП, по-видимому, была высокой (судя хотя бы по объемам изверженного материала, которые составляют десятки тысяч км3), наиболее вероятная причина повышенной щелочности мантийных магм обогащенность источника некогерентными литофильными элементами. Данное предположение подтверждается тем, что орогенным гранитоидам смешанного мантийно-корового происхождения также свойственна повышенная щелочность. В заключительные стадии обеих эпох гранитообразования формировались лейкократовые гранитоиды повышенной щелочности, сходные с таковыми посторогенной и внутриплитной обстановок. Происхождение поздних лейкогранитов связывается со снижением степени плавления субстрата при уменьшении теплового потока, а также с дифференциацией корового очага (Бескин и др., 1979,

Магматические..... 1983, Жариков, 1987); некоторые особенности их состава

принято объяснять влиянием щелочных флюидов мантийного происхождения. Результаты данной работы не противоречат этому положению (биотиты пород телекайского комплекса и комплекса руч.Плиточный сходны с биотитами восстановленных 1-гранитов, по Путинцеву и Григорьеву, 1993).

2. Установлена латеральная зональность состава раннемеловых и позднемеловых гранитоидов, выражающаяся, в частности, в снижении с севера на юг (т.е. от внешней зоны ОЧВП к внутренней) их щелочности и калий-натрового отношения. Данная закономерность отражает неоднородности состава коры, которые необходимо учитывать при реконструкции геодинамической обстановки по химическому составу гранитоидов.

Породы южной части Телекайского плутона (расположенной у южной границы изученного района, а в тектоническом отношении - у границы крупных геоблоков, в настоящее время соответствующих внешней и внутренней зонам ОЧВП) отличаются от пород типичных массивов мольтыканского комплекса (расположенных далеко во внешней зоне) сравнительно невысокими щелочностью и калий-натровым отношением (рис. 1,2). В этом же направлении - с севера на юг - снижаются средние содержания SiO: в вулканитах ОЧВП, а в породах с одинаковой кремнекислотностью - значения КлО+№гО и K/Na. По геофизическим данным, с приближением к внутренней зоне ОЧВП кора становится менее мощной и более плотной, что интерпретируется как результат снижения ее средней кремнекислотности. Таким образом, отмеченная латеральная зональность магматических образований не зависит ни от возраста пород, ни

от геодинамической обстановки и, по-видимому, связана с неоднородностью состава коры.

С данным положением согласуется то, что попытки использования принятых методик определения геодинамической обстановки по составу гранитоидов (Пирс и др., 1984, Тишендорф и Пальхен, ¡985, Бэтчелор и Боуден, 1985, Мэниар и Пикколи, 1989) привели к одинаковым результатам для пород орогенного этапа и этапа тектоно-магматической активизации (мольтыканский комплекс и субвулканические гранитоиды - окрашшо-континентальная обстановка, комплексы телекайский и руч. Плиточный -посторогенная или внутриплитная), несмотря на явные различия в геотектоническом режиме. Собранный фактический материал указывает на то, что состав магм в данном случае определяется не столько особенностями геодинамической обстановки, сколько составом исходного субстрата и величиной теплового потока.

В чем же отражаются именно особенности геотектонического режима? Во-первых, о них свидетельствуют структурно-геологические данные: раннемеловые гранитоиды кристаллизовались на больших глубинах, чем позднемеловые (таблица 1), что интерпретируется как проявление относительного сжатия в раннемеловую эпоху и относительного растяжения -в позднемеловую. Обстановка растяжения, помимо прямого облегчения доступа магматических расплавов к поверхности, способствует поддержанию низкого давления воды в первичных магмах, что также содействует их подъему (Ферштатер, 1987). Кроме того, несмотря на сходство химического состава гранитоидов ОЧВП и гранитоидов мезозоид, первые, как отмечалось многими исследователями Чукотки (Загрузина, 1964, Милов, ¡975, Соболев, 1989), отличаются повышенными содержаниями магнетита, что традиционно объяснялось повышенными значениями кислородного потенциала в магмах ОЧВП. Однако, как будет показано ниже, различия в фугитивности кислорода при кристаллизации ранне- и позднемеловых гранитоидов несущественны. Высокие содержания магнетита в малоглубинных образованиях в этом случае можно объяснить снижением устойчивости биотита в условиях низкого давления воды:

->

КРез[А181зОю](ОН)2 + М20г = ЩА^зОз] + Рез04 + Н20;

Дополнительное подтверждение данного предположения - повышенные содержания магнетита в лейкогранитах телекайского комплекса, кристаллизовавшихся в сравнительно восстановительной обстановке (ниже буфера С?РМ), но на малой глубине и, следовательно, при более низком давлении воды. То, что железо, освобождающееся при сокращении поля устойчивости биотита, не было полностью связано в ильмените, объясняется низкими содержаниями титана в расплаве. Фугитивность воды, по-видимому, является столь же важным фактором, контролирующим распределение железа между оксидными и силикатными фазами, что и окислительно-восстановительная обстановка.

Из полученных данных следует, что при реконструкции геодинамической обстановки по составу гранитоидов необходимо учитывать региональные

особенности химического состава магматических пород, а также использовать данные об их минеральном составе.

3. Кристаллизация гранитоидов мольтыканского комплекса завершилась на глубине 2-3 км при температуре 770±20°С и при ^Сог = -15.5 -16, телекайского - на глубине около 1 км при Т = 780±20°С и \gi02 = -17, субвулканических гранитоидов - на глубинах до 1 км (иногда до 2 км) в широком интервале температур (от 780±20°С до 830±20°С) и \gf02 = -15-16, комплекса руч. Плиточный (глубина становления 0.5-1 км) - при Т = 750±30°С н 1^02 = -16.5-17.

С середины 60-х гг., когда были опубликованы работы Баддингтона и Линдсли (1964) и Уонса и Югстера (1965), появилась возможность количественной оценки условий кристаллизации гранитоидов на основе данных о составе минералов. Развитие этого направления науки привело к разработке множества методик, позволяющих определять температуру, давление, фугитивности летучих компонентов и активность щелочных элементов в гранитоидных магмах и использующих в качестве исходных данные о составе биотита, амфибола, полевых шпатов, ильменита и магнетита (Иванов, 1970, Бесвик и др., 1973, Панеях и Федорова, 1973, Стормер и др., 1975, Коренбаум, 1973, Полтавец, 1975, Маноц и др., 1984, Холлистер и др., 1987, Бланди и Холланд, 1990).

Для определения физико-химических условий кристаллизации гранитоидов Телекайского района был разработан следующий алгоритм: 1) оценка глубины становления массивов по геологическим и петрографическим данным (мощность прорванных интрузивами осадочных отложений, структуры пород экзо- и эндоконтактов), а также по положению точек составов пород на диаграмме нормативных кварца, альбита и ортоклаза (Таттл и Боуэн, 1958, Заманске и др., 1981); 2) определение температуры окончательной кристаллизации расплава по экспериментальным солидусным кривым (Иоханнес, 1988); давление воды в остаточном гранитном расплаве, согласно Иоханнесу и Хольцу (1996), близко к литостатическому; 3) расчет параметров кривой устойчивости биотита в координатах температура - фугитивность кислорода (Уонс, Югстер, 1965, Заманске и др., 1981); 4) корректировка полученных значений с помощью ильменит-магнетитового геотермометра Баддингтона (1964) и амфибол-плагиоклазового геотермометра Бланди и Холланда (1990); 5) независимая оценка температуры кристаллизации расплава по полевошпатовой (Стормер, 1975) и биотит-амфиболовой парам (Панеях, Федорова, 1973); 6) определение отношения фугитивностей воды и фтора по методике Маноца и др. (1984), исходя из состава биотита и полученных значений температуры.

Приведенная последовательность использования методик минеральной геотермобарометрии не требует изначального определения кислородного буфера по составу биотита (Джейкобе и Перри, 1978, Трошин и др., 1985), что позволяет существенно снизить погрешность расчетов. Применение данного алгоритма имеет смысл при следующих условиях: 1) глубина становления

интрузивов достаточно точно оценивается по геологическим критериям; 2) отсутствуют точные оценки температуры, произведенные независимыми методами (например, по расплавным включениям).

Выяснилось, что ряд методик в данном случае не позволяет объективно оценивать параметры магматического процесса. Интервал оценки температур по полевошпатовому геотермометру Стормера и др. (1975) составил 400-700°С, что указывает на субсолидусные изменения полевых шпатов всех изученных пород. Биотит-амфиболовый геотермометр (Панеях, Федорова, 1973) дает очень широкий диапазон температур - от 550 до 900°С. Попытка использования амфиболового геобарометра Холлистера (1987) и Джоксона-Резерфорда (1989) также была неудачной.

Наиболее информативными (с точки зрения оценки условий кристаллизации) минералами являются биотит, ильменит и магнетит. Структурные взаимоотношения минералов и отсутствие зональности в биотите всех изученных пород свидетельствует о его позднемагматической (в некоторых случаях, возможно, постмагматической) кристаллизации; оксиды, в отличие от биотита, в некоторых случаях сохранили магматическую зональность, из чего сделан вывод об их относительной устойчивости к позднемагматической перекристаллизации. Оценка температуры и фугитивности кислорода по биотиту и по оксидным фазам позволяет, таким образом, определять характер изменений режима кислорода в ходе эволюции расплава. Отмечено, что степень окисленности расплава может в процессе кристаллизации и увеличиваться (мольтыканский комплекс), и уменьшаться (некоторые гранитоиды ОЧВП), и оставаться на одном уровне (большинство изученных образцов).

Для гранитоидов Телекайского района получены следующие значения температур и фугитивности кислорода (таблица 2, поздние стадии кристаллизации): мольтыканский комплекс (глубина становления 2-3 км) -Т-770±20°С, Igfo2=-15.5-16, телекайский (около 1 км) - Т=780±20°С, lgfo2 = =-17. Условия становления субвулканических гранитоидов (глубины до 1 км, иногда до 2 км) более разнообразны: температура - от 780±20°С до 830±20°С, lgfo2=-15-16. Для лейкогранитов комплекса руч. Плиточный (0.5-1 км) кривые устойчивости ильменита и магнетита пересекаются в области Т=750±30°С, lgfo2=-I6-!7; биотит кристаллизовался при еще более низких температуре (600±50°С) и фугитивности кислорода (lgfo2--19.5-21). Очевидно, эти породы испытали перекристаллизацию на постмагматическом этапе.

На диаграмме Т - lgfo2 (рис.3) гранитоидам Телекайского района соответствует область, вплотную примыкающая к областям типичных S-гранитов (Бернем, Омото, 1980) и оловоносных гранитов полуострова Сьюард, Аляска (Свенсон и др., 1988). Наиболее окисленные из гранитоидов ОЧВП на этой диаграмме приближаются к тренду батолита Сьерра-Невада. Относительная восстановленность гранитоидных магм района может быть связана с участием в магмообразовании метаосадочных пород с примесью углистого вещества, широко распространенных на Чукотке.

Интервалы температур, полученные с помощью диаграммы для оценки химических потенциалов воды и калия при кристаллизации биотитов

Таблица 2. Физико-химические условия кристаллизации гранитоидов.

Магматические комплекс ы Вулкано-структуры fH20, бар* Т соли-дуса, °С -Igf02 Положение на диаграмме Т - ^Гог относительно буферных кривых

Мольтыканский - 675 770±20 15-16 от <(5РМкС?РМ-NN0

Телекай-ский - 280 780120 17 <С?РМ

Субвулканических интрузивов Ледяная 530 780+20 15.5 от >NN0 к <ЗРМ

Берложья 190 830+20 16 <(}РМ

Межгорная 660? (промежуточный очаг) 740+20 (?) 16? около С>РМ

Комплекс руч. Плиточный Мраморная 190 750130 (?) 16-17 отС^М-ЫМО к «ЗРМ

* - коэффициенты фугитивности определены по Кестину и др.,1984.

(Коренбаум, 1973), оказались слишком широкими даже для биотитов из одних и тех же образцов (рис.4,а); значительная часть анализов не может быть отображена на диаграмме вследствие высоких значений расчетного коэффициента А1(У1)/(А1(1У)-1). С целью более объективного отражения фактического материала создана новая форма данной диаграммы, в которой по координатным осям отложены содержания кремния и алюминия в биотите, а химические потенциалы калия и воды показаны изолиниями (рис.4,б). Такая форма диаграммы позволяет сравнивать биотиты с большим диапазоном составов, учитывать погрешности анализов, а также выявлять изменения состава биотитов, связанные с хлоритизацией и с присутствием диоктаэдрических компонентов. Но и в этом случае информация, считываемая с данной диаграммы, ограничена и носит качественный характер: различия в

Цнго (следовательно, и в температурах) при кристаллизации всех изученных пород незначительны, за исключением относительно низкотемпературных биотитов из пегматоидов телекайского комплекса; максимальный химический потенциал калия отмечен для лейкогранитов телекайского комплекса, а минимальный - для гранитов южной части Телекайского массива (мольтыканский комплекс). Биотитам Иультинского массива (анализы В.Д.Козлова и др., 1995) на этой диаграмме соответствует минимальный потенциал калия. Аналогичный результат получен при использовании диаграммы А.А.Маракушева и И.А.Тарарина (1965): точки биотитов литий-фтористых гранитов Северного и Иультинского массивов расположены в 1 и 2 полях щелочности, а большинства остальных интрузивов - в 3 и 4 полях.

16

с--> Поля кристаллизации Б- и 1-гранитов (Вернем, Омото, 1980)

гЛ Поле кристаллизации оловоносных фанитов п-ова Сьюард (Аляска) Поля кристаллизации гранитоидов Телекайского района: 1 - мольтыканского комплекса, 2 - телекайского комплекса,3-4 - комплекса субвулканических интрузивов, 5 - комплекса руч. Плиточный с: Поле кристаллизации гранитоидов Центральной Чукотки (В.Д.Козлов и др.,1995)

---Тренд кристаллизации гранитоидов батолита Сьерра-Невада

- Линии буферных равновесий

Рис.3. Поля кристаллизации гранитоидов в координатах температура-фугитивность кислорода (Свенсон и др., 1988)

oj - 0.0

Истонит-сидерофиллЬг

о Диоктаэдрические слоевые силикаты

Принцип построения:

1.8

1.6

1.4 •

1.2 .

_цН20

Хлориты Аннит-флогопит

Лейкофиллит Si, ф.е

мольтыканскии комплекс

2 2.5 3 3.5

D Мольтыканский массив

в Массив (".Двойной Камень

А Южная часть Телекайского массива

о Главная фаза 1 .

с Пегматоиды J телекаискии комплекс

+ Комплекс субвулканических интрузивов

О Иультинский массив

0....1-отношение AI(YI)/(AI(IY)-1) в биотитах

0.0....1.0 - общая глиноэемистость биотитов AI(IY)+AI(YI)-1

Рис.4. Диаграмма, отражающая зависимость соотношения AI(IY) и AI(YI) в биотите от химических потенциалов калия и воды: а) в координатах

JlK - |1Н20(по С.А Коренбауму, 1973), б) в координатах ф.е. Si и AI.

Поскольку содержание калия и коэффициент агпаитности в породах Северного и Иультинского интрузивов достаточно высоки, то остается предположить, что на состав биотита здесь влияет высокая фугитивность фтора, резко снижающего устойчивость щелочного полевого шпата и сдвигающего влево реакцию ЫА1р+я+К+=ог+Ы+Н20+Р\ Воздействие фтора при этом оказывается сильнее эффекта от возрастания потенциала калия.

4. В Телекайском районе выделяются две эпохи рудогенеза, ранне- и позднемеловая, соответствующие заключительным стадиям двух этапов гранитообразования (орогенного и этапа тектоно-магматической активизации). Раннемеловые оловорудные проявления генетически связаны с интрузивами телекайского комплекса. Позднемеловые оловоносные интрузивы в настоящее время еще не вскрыты эрозией; предполагается их пространственная приуроченность к вулканотектоническим структурам, на современном уровне эрозионного среза включающим тела наиболее восстановленных субвулканических гранитоидов (кристаллизовавшихся при фугитивности кислорода не выше уровня буфера (^ПМ). Некоторые магматические образования, не имеющие признаков рудоносности, но выделяющиеся необычными для района характеристиками (например, повышенной щелочностью пород и следами повышенной активности летучих, как комплекс руч. Плиточный), могут рассматриваться как своеобразные индикаторы рудоносных структур.

Оловорудные проявления и месторождения Телекайского района (касситерит-силикатной формации, жильные, жильно-штокверковые тела и минерализованные зоны дробления) пространственно приурочены к массивам телекайского комплекса и к некоторым вулканоструктурам. Рудные метасоматиты относятся к турмалин-хлоритовой формации и сопровождаются широкими ореолами пропилитов я кварц-карбонат-серицитовых метасоматитов; весь комплекс гидротермальных изменений пород соответствует плутоногенной фельдшпатолит-грейзеновой региональной формации (Плющев и др., 1981; Марин и др., 1992). Метасоматическими преобразованиями затронуты породы всех стратиграфических подразделений и всех интрузивных комплексов района, включая самые поздние базитовые дайки.

По морфологии и минеральному составу рудные образования, локализованные в гранитоидах и вулканитах, похожи. Однако признаки собственной металлогенической специализации есть только у массивов телекайского комплекса (аномалии олова, по очертаниям совпадающие с контурами массивов, аномалии у контактов интрузивов, присутствие касситерита в пегматоидных телах). Значительных отличий вещественного состава пород данного комплекса от всех остальных гранитоидов района не выявлено, за исключением повышенного содержания хлора в биотите; этот же признак выделяет гранодиориты раннемелового Пээкинейского массива, расположенного в районе Валькумейского оловорудного месторождения, также относящегося к касситерит-силикатной формации. Наиболее активные метасоматические процессы раннемеловой эпохи, включая образование

месторождений олова в пределах массивов телекайского комплекса и их экзоконтактовых зон, во времени приурочены к завершению орогенного этапа геологического развития района.

Поскольку вулканиты, вмещающие оловорудные месторождения, перекрывают эродированную поверхность массивов телекайского комплекса, то должны существовать и позднемеловые оловоносные интрузивы. Но ни один из известных в районе позднемеловых интрузивов, включая лейкогранитовые массивы комплекса руч. Плиточный, не имеет признаков оловоносности, подобных перечисленным выше. Следовательно, рудоносные массивы ОЧВП либо не существуют вообще, либо (что более вероятно) еще не вскрыты эрозией. Присутствие на глубинах 1 км и более гранитных интрузивов подтверждается гравиметрическими данными и находками ксенолитов крупнозернистых лейкогранитов в поздних базитовых дайках. Гидротермальные изменения, сопровождающие рудные образования, отчасти затрагивают и поздние базитовые дайки, что указывает на то, что формирование позднемеловых месторождений (как и раннемеловых) происходило на фоне затухания магматической деятельности.

При отсутствии на современном уровне эрозионного среза позднемеловых оловоносных гранитоидов выявлены дополнительные факторы, контролирующие размещение рудной минерализации. Как уже было отмечено ранее, оловоносные лейкограниты телекайского комплекса кристаллизовались в восстановительной обстановке; этот же признак отличает позднемеловые интрузивы, пространственно приуроченные к двум вулканоструктурам, вмещающим почти все позднемеловые оловорудные проявления района (Мраморной и Берложьей). Невысокий кислородный потенциал считается фактором, благоприятным для формирования оловоносных магм (олово в форме двухвалентного катиона накапливается в расплаве, а при окислении до Бп4+ рассеивается, в первую очередь в титансодержащих минералах). Как было показано ранее, в период активной вулканической деятельности существовало множество разобщенных периферических магматических очагов. Возможно, эти очаги различались уровнем фугитивности кислорода, и концентрация олова осуществлялась в наиболее восстановленных из них.

Наиболее значимые проявления оловорудной минерализации связаны с Мраморной кальдерой. К этой же структуре приурочены и наиболее необычные из позднемеловых интрузивных образований - массивы комплекса руч.Плиточный, которые в данном случае можно рассматривать как индикатор рудоносной структуры (если считать эндогенные процессы взаимосвязанными, то рудные концентрации - аномалии геохимического поля - должны сопровождаться и прочими аномалиями, в частности, специфическими магматическими образованиями).

Подобная закономерность отмечена и для раннемеловых массивов. Три оловоносных лейкогранитовых плутона Центральной Чукотки - Северный, Иультинский и Телекайский - имеют интрузивы-спутники, объединяемые в общий комплекс с большинством позднеорогенных гранит-гранодиоритовых массивов региона (Козлов и др., 1995), но отличающиеся несколько более кислым составом пород, повышенной железистостыо и глиноземистостью биотита (Пургинский сателлит Северного массива, западная часть

Иультинского и южная часть Телекайского плутонов). Специфические черты этих интрузивов также могут рассматриваться как ранние проявления аномальности эндогенных процессов, свойственной потенциально рудоносным структурам.

Заключение.

Эволюция гранитоидного магматизма района может быть представлена следующим образом.

1. (Эрогенный этап. Возрастание теплового потока, сопровождавшее процесс коллизии Чукотского и Омолонского микроконтинентов в раннем мелу, привело к появлению магматических очагов в мантии и в коре. Воздействие относительно сухих и высокотемпературных магм мантийного происхождения способствовало подъему коровых расплавов до уровня 2-3 км от поверхности (мольтыканский комплекс). На завершающей стадии данного этапа при снижении теплового потока и степени плавления субстрата генерировались кислые магмы с повышенным содержанием некогерентных литофильных элементов (телекайский комплекс).

2. Этап тектоно-магматической активизации. После кратковременного перерыва в эндогенной активности, приходящегося на альбский век, с установлением в регионе режима активной континентальной окраины тепловой поток увеличился, снова вызвав плавление материала мантии и коры. Телекайский район расположен в тыловой части активной континентальной окраины, где, по-видимому, преобладали растягивающие напряжения, вследствие чего значительные объемы расплавов быстро достигали поверхности. Интрузивные образования данного этапа (комплекс субвулканических интрузивов) отличаются от орогенных массивов меньшими размерами и глубинами становления. Среди интрузивных и вулканических образований ОЧВП выделены производные двух первичных очагов: верхнекорового (породы риолит-риодацитового состава) и нижнекорового-верхнемантийного (от кварцевых латитов до трахириодацитов). Наиболее вероятная причина повышенной щелочности мантийных магм обогащенность источника некогерентными литофильными элементами. Как и в орогенный этап, при снижении теплового потока на заключительной стадии магматической деятельности сформированы интрузивы лейкогранитов повышенной щелочности (комплекс руч.Плиточный).

Сравнение петрохимических характеристик одновозрастных пород позволяет выявить латеральную зональность вещества коры, заключающуюся в снижении в южном направлении (от внешней зоны ОЧВП к внутренней) ее средней кремнекислотности и содержаний некогерентных литофильных элементов. Данная закономерность, а также сходство химического состава гранитоидов орогенного этапа и этапа тектоно-магматической активизации свидетельствуют о том, что особенности валового химического состава пород определяются не столько геодинамической обстановкой (сжатие-растяжение), сколько составом субстрата, вовлеченного в магмообразование, и степенью его плавления.

По данным термодинамических расчетов, гранитоиды Телекайского района кристаллизовались в относительно восстановительной обстановке, что можно объяснить взаимодействием магм с осадочными образованиями, содержащими углистое вещество. По уровню фугитивности кислорода (около буфера QFM) изученные породы сходны с гранитоидами Иультинского рудного района (Козлов и др., 1995) и оловоносными гранитами полуострова Сьюард, Аляска (Свенсон и др., 1988).

Генетическая связь оловорудных проявлений и месторождений с гранитоидами установлена только для одного магматического комплекса -телекайского, Единственное заметное отличие пород данного комплекса от всех прочих кислых интрузивных пород района - повышенное содержание хлора в биотите. Возможно, при формировании месторождений касситерит-силикатной формации часть олова переносится в хлоридных комплексах.

Несмотря на то, что формирование месторождений происходит на поздних стадиях магматической деятельности, структуры, к которым приурочены месторождения олова, обнаруживают некоторую аномальность и на относительно ранних стадиях развития, в частности, выделяются составом интрузивных пород. Таким образом, магматические образования, не имеющие явной металлогенической специализации, но обладающие аномальными характеристиками, т.е. выделяющиеся необычным для данного района составом пород или специфическими проявлениями постмагматической активности, могут рассматриваться как признак потенциальной рудоносности геологических структур.

По теме диссертации опубликованы следующие работы:

1. Магматические индикаторы рудоносности вулканоструктуры (на примере Мраморного рудного узла, Чукотка). // Записки ВМО. 1995. № 4. С. 43-51.

2. Вулканогенные образования Центральной Чукотки: неоднородность тектонического строения и некоторые проблемы стратиграфии и металлогении. // Вестник РУДН. Серия "Геология и разведка полезных ископаемых". 1996. № I.C. 19-22.

3. Оловоносные массивы лейкократовых гранитов Центральной Чукотки. II Тезисы докл. научной конференции "Проблемы магматической и метаморфической петрологии", МГГА, Москва, 1996, С.25.

4. Условия кристаллизации раннемеловых гранитоидов Телекайскогс рудного района (Чукотка). // Тезисы докл. XXXII научной конференции преподавателей РУДН, Москва, 1996, С. 147.

5. Рудоносные вулканоструктуры Мраморного рудного узла (Чукотка). /, Известия ВУЗов. Геология и разведка. 1996. № 6. С. 56-68.

6. Строение и состав раннемеловых гранитоидных массивов Телекайскогс рудного района (Чукотка). // Тезисы докл. научной конференции "Проблемь магматической и метаморфической петрологии", МГГА, Москва, 1997, С.55.

7. Sources of magmatic melts of active continental margins: data fron Okhotsko-Chukotsky Volcanic Belt. //Тезисы докл. 6-й научной конференции пс геодинамике. Москва, 1998 (в печати).