Бесплатный автореферат и диссертация по геологии на тему

Типизация и оценка потенциальной оловоносности гранитов Северного массива (Чукотка)

ВАК РФ 04.00.08, Петрография, вулканология

Автореферат диссертации по теме "Типизация и оценка потенциальной оловоносности гранитов Северного массива (Чукотка)"

РГ6 ол

На правах рукописи

ЛОБАЕВ Владимир Михайлович

ТИПИЗАЦИЯ И ОЦЕНКА ПОТЕНЦИАЛЬНОЙ ОЛОВОНОСНОСТИ ГРАНИТОВ СЕВЕРНОГО МАССИВА (ЧУКОТКА)

Специальность 04.00.08 -петрология, вулканология

АВТОРЕФЕРАТ

диссертации на соискание ученой степени кандидата геолого-минералогических наук

Санкт-Петербург 1997

Работа выполнена на кафедре минералогии, кристаллографии и петрографии Санкт-Петербургского государственного горного института им. Г.В.Плеханова (технического университета).

Научный руководитель - доктор геолого-минерапогических

наук, профессор Ю.Б.Марин

Официальные оппоненты: доктор геолого-минералогических

наук Р.Л.Бродская

кандидат геолого-минералогических наук А.П.Соболев

Ведущее предприятие - Всероссийский научно-исследовательский институт геологии и минеральных ресурсов мирового океана (ВНИИ «Океангеология»), г. Санкт-Петербург.

Защита состоится ' ^ 11 ¿уе^^д._ 1997 года в час.

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

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

7 3.

Автореферат разослан" ' 1Э97 года.

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

М. А. Иванов

Актуальность работы. Связь гранитного магматизма с редкометальным оруденением многие годы является предметом пристального внимания многих геологических организаций. Установление ее особенно усложняется при исследовании полихронных плутонов, поэтому разработка критериев их расчленения относится к числу важных проблем современной магматической геологии (Принципы расчленения.., 1988; Петрографический кодекс, 1996). Северный гранитоидный массив Чукотки как объект с весьма сложным строением, широким развитием в его пределах метасоматических и рудных образований заставляет исследователей в течение уже нескольких десятилетий дискутировать о его строении; формационной принадлежности, геохимической специализации. Выявление надежных признаков гетерогенности и оценки рудоносности массива на базе новых, ранее в регионе не применявшихся, минералого-петрографических критериев будет способствовать переходу исследований на качественно новый уровень и позволит применять их при проведении научно-исследовательских и геолого-съемочных работ на аналогичных объектах Чукотки.

Целью работы являлось уточнение особенностей строения Северного массива и возрастных соотношений выделяемых в нем различными исследователями групп гранитоидов, определение их формационной принадлежности, петро- и геохимической типизации и оценка потенциальной оловоносности.

Фактический материал и методы исследования. В диссертации обработаны и обобщены материалы, собранные в пределах Северного массива научно-исследовательской группой Горного института под руководством проф. Ю.Б.Марина и доц. В.И.Алексеева в период 1991-1992 гг., а также литературные данные. Автор принимал активное участие в камеральной обработке собранных материалов, а с 1994 года продолжил самостоятельные исследования в процессе обучения в аспирантуре. За это время было произведено описание более 300 прозрачных шлифов, выделены мономинеральные фракции слюд (19) и цирконов (16) для последующих анализов, проведены детальные исследования структур и текстур гранитоидов в 20 больших шлифах методами стереометрического анализа, использована нетрадиционная методика эволюционного кристалломорфологического анализа цирконов (аналитик ИАСаминина). Состав слюд в 19 пробах определялся с помощью метода микрозондового рентгеноспектрального анализа, выполненного во ВСЕГЕИ (аналитик Ю.Н.Алымов). Для петрохимической и геохимической характеристики пород

массива использовано 32 силикатных и 150 приближенноколичественных спектральных анализов (химико-аналитическая лаборатория ВСЕГЕИ, аналитик Н.Ю.Бунакова. Статистическая обработка петрогеохимических данных велась на персональном компьютере при помоици ряда специализированных лрограмных пакетов.

Научная новизна работы. Установлено гетерогенное полиформационное строение Северного массива, обосновано выделение комплекса молодых рудоносных гранитов, в состав которого входят литиевослюдистые микроклин-альбитовые лейкограниты и онгонито-подобные литиевослюдистые альбитовые микрогранит-порфиры, относенные к кислому подтипу субщелочнолейкогранитового форма-ционного типа (по С.М.Бескину с соавторами, 1979 и Ю.Б.Марину, 1994) и к геохимическому типу плюмазитовых редкометальных лейкогранитов (по Л.В.Таусону, 1977). Впервые в регионе для уточнения формационной принадлежности комплексов Северного массива были использованы нетрадиционные методы стереометрического и эволюционного кристалломорфологического анализов.

Практическая значимость. Выявлены минералого-петрографические и петрогеохимические признаки, на основании которых граниты Северного массива разделены на два самостоятельных интрузивных комплекса, установлено, что потенциально оловоносным является только поздний комплекс циннвальдитовых лейкогранитов. Использование этих критериев при проведении работ на аналогичных объектах будет способствовать решению задач расчленения, картирования и оценки рудоносности полихронных гранитоидных плутонов.

Апробация результатов исследования. Основные положения диссертации обсуждались на заседаниях кафедры минералогии, кристаллографии и петрографии СПбГГИ, отдельные выводы были представлены в материалах научных чтений памяти профессора И.Ф.Трусовой 'Проблемы магматической и метаморфической петрологии" (Москва, 1996, 1997), научных конференций аспирантов и студентов СПбГГИ "Полезные ископаемые России и их освоение" (Санкт-Петербург, 1996, 1997), Всероссийского совещания Транитоидные вулкано-плутонические ассоциации" (Сыктывкар, 1997), Международного минералогического семинара "Структура и эволюция минерального мира" (Сыктывкар, 1997). В 1996 - 97 гг.. исследования были поддержаны грантом Министерства образования РФ (проект 26/96), а в 1997 г. - грантом мэрии г. Санкт-Петербурга.

Публикации. По теме диссертации опубликовано 8 работ.

Объем и структура работы. Диссертация состоит из введения, четырех глав и заключения и содержит 133 страницы машинописного текста, 16 таблиц, 36 рисунков и фотографий, а также список литературы из 81 наименования. В первой главе дается характеристика геологических особенностей гранитов Северного массива, достаточно подробно освещен подход различных исследователей при изучении его строения, обсуждается происхождение и позиция молодых циннвальдитовых лейкогранитов. Во второй главе наряду с подробной петрографической характеристикой гранитоидов различных комплексов описаны их физиографические особенности. Глава 3 посвящена петро- и геохимической характеристике гранитов массива. В главе 4 обсуждаются вопросы формационной принадлежности и потенциальной рудоносности выделенных гранитоидных комплексов. В заключении приводятся основные выводы по результатам проделанной работы.

Диссертационная работа выполнена под научным руководством доктора геолого-минералогических наук, профессора Ю.Б.Марина, которому автор выражает свою искреннюю благодарность. Автор глубоко признателен к.г,-м.н. Г.К.Шнай за постоянную поддержку при выполнении исследований, текущее обсуждение многих проблем и основных положений диссертации. Большую помощь при проведении специальных минералогических исследований оказали И.А.Саминина и С.В.Петров, в обсуждении вопросов, связанных с диссертацией, принимали участие к.г.-м.н. В.И.Алексеев, П.Л.Тихомиров и С.М.Сычев. Техническая помощь и поддержка на различных этапах выполнения диссертации осуществлялась к.г.-м.н. В.В.Смоленским, М.В.Морозовым, И.В.Таловиной, С.В.Петровой,

H.И.Воронцовой, И.В.Бильской. Всем им автор выражает свою глубокую признательность. Автор также хотел бы поблагодарить всех сотрудников кафедры МКП СПбГГИ и отдела минералогических исследований ВСЕГЕИ.

Основные результаты проведенных исследований могут быть представлены в виде следующих защищаемых положений:

I. Северный гранитоидный массив Чукотки является сложным гетерогенным образованием, в строении которого выделены породы двух интрузивных комплексов. Породы раннего комплекса подверглись интенсивным метасоматическим преобразованиям, вызванным внедрением флюидонасыщенных расплавов позднего комплекса.

Основным объектом наших исследований стал Северный гранитоидный массив, являющийся одним из крупнейших плутонов Чукотки и представляющий собой интереснейшее интрузивное образование с весьма сложным строением (Загрузина, 1965). Массив расположен на севере Чаунской складчатой зоны и приурочен к Олептытынской зоне разломов на ее северо-западном окончании. Северо-восточная граница интрузива протягивается вдоль Перевального разлома, а юго-западная совпадает с Кулювеемской зоной разломов. Первые сведения о массиве появились в отчете второй Чаунской экспедиции Арктического института ГУСМП (Вазбуцкий, 1939; Тихомиров, 1941). Н.И Тихомиров (1941) наметил элементы внутреннего строения массива и описал главные петрографические разновидности.

Собственно Северный массив сложен, в основном, биотитовыми гранитами, весьма разнообразными по структуре - от пегматоидных и крупнозернистых порфировидных до мелко- и среднезернистых порфировидных и порфировых разностей. Наиболее распространенными являются средне- и крупнозернистые граниты, в которых наблюдаются пластообразные залежи мелко- и среднезернистых, редко порфировидных и мелкозернистых порфировых биотитовых гранитов мощностью в первые метры - десятки метров. В верхних частях залежей установлены мелкозернистые граниты с циннвальдитом и топазом (в дальнейшем, циннвальдитовые лейкограниты). В кровле залежей контакты циннвапьдитовых лейкогранитов с биотитовыми гранитами резкие, секущие с зонами закаливания в первых и приконтактовыми изменениями во вторых. В подошве контакт является скрытым, термостатированным (рис. 1). Микрогранит-порфиры с циннвальдитом и топазом образуют жильные тела мощностью от первых сантиметров до первых метров, которые рассекают тела, сложенные биотитовыми гранитами. В юго-восточной части массива обособлен крупный (12 км2), овальный в плане, выход среднезернистых лейкогранитов, близких по составу к циннвальдитовым лейкогранитам.

Начиная со времен работы Северной комплексной тематической партии N 8 (Липатов и др., 1952, 1953) и до настоящего времени среди исследователей Северного массива господствует мнение о его однофазном строении. В качестве обоснования такой точки зрения и объяснения "слоистого" строения массива используют, как правило, гипотезу Шейнманна - Липатова о ритмической внутрикамерной кристаллизации расплава. Широко известна и гипотеза З.Г.Караевой (1967), согласно которой все биотитовые граниты массива образовались в результате

с

£

§

а

з

>»

п. ¡-

Средие- крупнозернистые порфировидные биотитовые граниты раннего комплекса ("главная фаза")

Мелкозернистые циннвальдитовые лейкограниты позднего комплекса

Мелкозернистые протолнтионитовые граниты с редкими фенокристаллами, относимые к позднему комплексу

Биотитовые микро-мелкозернистые гранофиры

Биотитовые гранит-порфиры с мелкозернистой основной массой

Граниты "главной фазы" раннего комплекса

Рис. 1. Модель строения интрузивных залежей гранит-порфиров «дополнительной фазы» раннего комплекса с силлами циннвальдитовых лейкогранитов позднего комплекса (по Ю.Б.Марину и В.И.Алексееву (1992) с дополнениями и уточнениями автора).

Условные обозначения: 1 - характер контактов гранитов: а - резкий интрузивный с зонами закаливания и приконтакговых изменений, б -фациальный контакт, в - скрытый (термостатированный). 2 - обширная слабая альбитизация и грейзенизация (цвиттеризация) гранитов.

перекристаллизации первичных мелкозернистых гранитов. Вместе с тем, уже двадцать восемь лет назад Э.П.Изох и ИАЗагрузина (1969) высказали предположение о наличии в пределах Северного массива разновозрастных интрузивных тел различной формационной принадлежности.

В последнее десятилетие на Северном массиве проводились специальные исследования, направленные на выяснение перспектив оруденения всей территории массива. В.К.Политовым (1988) впервые установлена многофазность массива и исследован петрографический состав фазовых разновидностей.

Сложное строение массива подтвердили исследования Д.В.Дудкинского с соавторами (1994). К сожалению эти исследователи не сделали попыток к разделению собственно биотитовых гранитов и циннвальдитовых лейкогранитов, предполагая их совместное существование в виде «слоеного пирога», описываемого еще В.Н.Липатовым (1952), и объединяя их в единый комплекс «литий-фтористой фации геохимического типа редкометальных плюмазитовых лейкогранитов» по Л.В.Таусону (1977). Ю.Б.Мариным и В.И.Алексеевым (1992) было высказано предположение о возможности разделения гранитов массива на две генетические группы. К первой группе отнесены средне- и крупнозернистые биотитовые граниты и мелкозернистые резко порфировидные гранит-порфиры. Вторая группа объединяет литиевослюдистые, существенно альбитовые граниты и микрогранит-порфиры с топазом.

Принципиально важным представляется вопрос о происхождении мелкозернистых гранитов, слагающих в Северном массиве пластовые тела и насыщенных альбитом и минералами, обогащенными летучими компонентами - топазом, циннвальдитом и флюоритом. Являются ли они первично-магматическими образованиями или это продукт метасоматических гидротермальных преобразований биотитовых гранитов? Анализ фактических материалов предшественников и проведенные нами исследования позволяют поддержать предположение Ю.Б.Марина и В.И.Алексеева (1992) о магматической природе циннвальдитовых лейкогранитов.

Интрузивное происхождение циннвальдитовых лейкогранитов прежде всего доказывается характером их контактов с вмещающими породами. В зонах контакта наблюдается уменьшение зернистости и осветление циннвальдитовых лейкогранитов. В ближнем экзоконтакге, в средне-крупнозернистых гранитах зафиксированы зоны интенсивной биотитизации (мощностью до первых сантиметров). Порфировые вкрапленники

биотитовых гранитов подверглись механическому воздействию и в большинстве случаев срезаны поверхностью контакта. В эчдоконтакге мелкозернистых гранитов иногда фиксируются флюидальность или полосчатость, параллельные поверхности контакта и выраженные соответственно в ориентированном положении лейст альбита и изменении зернистости топаз-кварц-полевошпатового агрегата.

Минеральный состав мелкозернистых гранитов с циннвальдитом и топазом устойчив. Повышенная лейкократовость, преобладание альбита над калинатровым полевым шпатом, присутствие в количестве первых процентов литиевой слюды, топаза и флюорита - эти особенности гранитов Северного массива, аналогичны известным редкометальным фтор-литиевым гранитам других регионов (Коваленко, 1977). Близкими являются и особенности структуры - резкий идиоморфизм альбита и первой генерации топаза, преимущественно плохая ограненность слюды, изометрическая форма зерен кварца, образующих "паукообразные" и лапчатые агрегаты, равномерно распределенные в циннвальдит-топаз-полевошпатовой массе, устойчивое проявление элементов криптовой структуры, связанное с развитием поздних генераций всех породообразующих минералов, в том числе кварца, топаза и циннвальдита.

Веским доказательством магматического происхождения циннвальдитовых лейкогранитов является наличие микрогранит-лорфиров с циннвальдитом и топазом - практически полных аналогов субвулканических фтор-литиевых риолитов - онгонитов (Коваленко, Коваленко, 1976). Сходство проявлено в минеральном составе, особенностях структуры и последовательности образования породообразующих минералов. Породы характеризуются типичной микропорфировой структурой, которая определяется наличием двух генераций всех породообразующих минералов: ранних идиоморфных вкрапленников, склонных к объединению в гломеропорфировые группы, и поздних относительно плохо ограненных микрозерен основной массы. Особо следует отметить устойчивое проявление двух классов крупности таких минералов как кварц, топаз, альбит и циннвальдит. Выявленная прямая зависимость между поперечными размерами зерен топаза и полевых шпатов в циннвальдитовых лейкогранитах подтверждает магматическое происхождение топаза, отсутствие такой зависимости в грейзенизированных биотитовых гранитах, напротив, свидетельствует о вторичном его происхождении.

Таким образом, существенно альбитовые граниты и микрогранит-порфиры с циннвальдитом и топазом обладают четкими геологическими признаками внедрившихся магматических пород и слагают малообъемные силлы, внедренные по контактам тел биотитовых гранит-порфиров и крупнозернистых гранитов, а также интрузивные жилы, секущие тела биотитовых гранитов. Их внешний облик, состав и структурно-текстурные особенности, в целом, аналогичны типичным фтор-литиевым гранитам других регионов (Коваленко, 1977; Владимиров и др., 1991; Недосекин, 1988).

При расчленении полихронных плутонов определяющим является наличие явных доказательств перерыва в магматической деятельности и нарушение внутренней упорядоченности в эволюции состава пород и их облика (Попов, Добрецов, 1982), каким и является появление среднезернистых лейкогранитов после мелкозернистых биотитовых гранит-порфиров, слагающих силлы и линзовидные залежи.

К сожалению, особенности геологической ситуации в районе Северного массива не дают возможности в полной мере воспользоваться геолого-структурными критериями, поэтому на первый план должны выйти минералого-петрографические критерии. В Методических рекомендациях, одобренных Управлением региональной геологии и поисково-съемочных работ Мингео («Принципы расчленения..,» 1988) особо отмечается, что физиографический облик может использоваться в качестве типоморфного признака при выделении интрузивных комплексов в составе сложнопостроенных плутонов, а широко практикуемая процедура объединения в составе одного комплекса пород, резко отличающихся по своему физиографическому облику, является некорректной. В нашем случае, выделяемые группы пород хорошо разделяются по минеральному составу, при этом биотитовые граниты несут в себе физиографические особенности, характерные для гранитов типа «А» (по С.М.Бескину с соавторами, 1979), циннвальдитовые лейкограниты, напротив, могут быть охарактеризованы как типичные граниты типа «В».

Таким образом, выделяемые в пределах Северного массива группы пород могут быть отнесены к двум самостоятельным интрузивным комплексам. Ранний комплекс биотитовых гранитов состоит из средне-крупнозернистых порфировидных гранитов, отвечающих по определению породам "главной фазы", и биотитовых мелкозернистых резкопорфировидных гранитов ("гранит-порфиров") дополнительной фазы внедрения, слагающих нижние горизонты мощных пластовых интрузивных

залежей. Поздний комплекс циннвальдитовых лейкогранитов образован микроклин-альбитовыми гранитами с топазом, слагающими маломощные силлы в верхних частях вышеупомянутых залежей (породы дополнительной фазы), и существенно альбитовыми микрогранит-порфирами жильной фазы. К породам позднего комплекса, вероятно, могут быть отнесены среднезернистые лейкограниты, близкие по составу к циннвальдитовым лейкогранитам и обособленные в юго-восточной части массива. Необходимо особо отметить отсутствие среди пород позднего комплекса крупнозернистых пород главной фазы, что для подобных сложнопостроенных массивов достаточно обычно.

Биотитовые граниты раннего комплекса подверглись активному воздействию флюидонасыщенных расплавов позднего комплекса и, в значительной степени, утратили свой первоначальный облик. В результате интенсивных процессов фельдшпатизации, окварцевания, топазизации, протолитионизации на их месте возникли вторичные гранитоподобные породы, резко неравномернозернистые, в т.ч. с цепочечно-аграгативным расположением агрегатов кварца. Химический состав биотитовых гранитов отличается своей нестабильностью, дисперсия содержаний петрогенных элементов характеризуется максимальными значениями. Содержания элементов-примесей в биотитовых гранитах далеки от первоначальных и в значительной степени зависят от степени измененности пород. 2. Ранний комплекс биотитовых гранитов относится к гранит-лейкогранитовой, а поздний - циннвальдитовых лейкогранитов - к субщелочнолейкогранитовой формации, отвечая геохимическому типу редкометальных плюмазитовых лейкогранитов (литий-фтористой фации, по Л.В.Таусону, 1977).

Важнейшей физиографической особенностью пород раннего комплекса является сохранившаяся неравномернозернистая порфировидная структура, характеризующая их как граниты А, тогда как наиболее характерной особенностью структуры циннвальдитовых лейкогранитов является наличие криптовых, существенно альбитовых блоков и гломеропорфировых обособлений кварца, калинатрового полевого шпата, редко топаза. Следует особо отметить стремление кварца этих гранитов к образованию агрегатов цепочечно-лапчатой, реже изометрично-гнездовой формы, что свойственно для гранитов типа В (Бескин и др., 1979; Бродская, 1990). Внедрение пород позднего комплекса обусловило существенные площадные преобразования биотитовых гранитов с появлением в них сходного набора признаков, что затрудняет диагностику их формационной принадлежности.

Таблица 1.

Значения коэффициентов агрегативности (КА) для крупнозернистых биотитовых гранитов

Р1 01 Ог Оз Тр И 2г

Мер 0.4 1.5 1.3 0.9 1.4 0.4 0.6 0.3 0

Р1 0.5 1 0.7 0.5 0.6 1.4 2.7 0.1

01 1 0.9 0 0.3 0 0 0

Ог 0.8 0.9 1 0.6 0.3 0

Оз 2.9 0.8 0 0 0

1.7 0.5 1.2 11.4

Тр 1.9 2.4 0

П 0 0

гт 0

Для подтверждения полевых визуальных наблюдений на микроуровне, был привлечен ряд методов: изучение особенностей зеренной структуры пород методами стереометрического анализа совместно с некристаллографическим способом оценки конфигурации зерен, основанным на гармоническом разложении Фурье, а также описание морфологии акцессорного циркона методом эволюционного

кристалломорфологического анализа (ЭКА).

Детальное изучение структуры крупнозернистых биотитовых гранитов производилось на минералогическом интеграционном устройстве МИУ-5М (ВСЕГЕИ). В ходе исследований были получены данные о количественном минеральном составе гранитов, коэффициенте агрегативности, который

характеризует частоту образования общей границы зернами одного или разных минералов, а также о степени изометричности зерен кварца разных генераций, о степени "извилистости" или прямолинейности границ индивидов, характеризуемые величиной амплитуд коэффициентов гармонического разложения Фурье.

Анализируя характер пространственной агрегации минеральных индивидов кварца в редкометальных гранитах, определяя анатомию зерен, их морфологию и положение в пространстве агрегата, мы выделили раннюю и позднюю генерации кварца, а также промежуточную группу, объединяющую несколько морфолого-генетических разновидностей. Анализ матрицы коэффициентов агрегативности (табл. 1) позволил проследить последовательность изменений, происходящих в ходе преобразования структуры крупнозернистых биотитовых гранитов раннего комплекса.

Хорошо видно, что от генерации к генерации у кварца заметно увеличивается величина мономинеральной агрегативности (гломерозернистости). В измененных разновидностях биотитовых гранитов доля позднего кварца существенно увеличивается, а гранобластовая структура, свойственная породам с высокой структурной организацией, определяет высокие значения КА. Величина коэффициента агрегативности для полевых шпатов (даже не разделенных на генерации) показывает неравномерность распределения единичных порфировых вкрапленников, не образующих популяций, и подтверждает полевую диагностику по физиографическим признакам (КА = 0.4 - 0.5). Ранний кварц является наиболее характерным для гранитов типа «А» (Бродская, 1990), а его модальная доля показывает степень изменения исходной породы. Поздний кварц, проявляя тенденцию к образованию цепочечных и лапчатых агрегатов, более характерных для гранитов типа «Б».

Методика ЭКА является логичным продолжением методов стереометрического анализа, позволяющим успешно применять его для уточнения формационной принадлежности гранитоидов (Бродская и др., 1986, 1987, 1989; Бродская, 1990).

В результате ЭКА цирконов из гранитов раннего и позднего комплексов были получены следующие результаты. Первичный характер распределения акцессорного циркона в крупнозернистых гранитах раннего комплекса (рис. 2) в большинстве проб не сохранился, воздействие флюидонасыщенных расплавов позднего комплекса обусловило появление смешанного набора морфотипов. Во всех изученных пробах 7 основных

морфотипоа располагаются на диаграмме в виде непрерывного "штока" (1,А= 700, 1,Т= 200 - 800). Однако отдельные пробы характеризуются наличием в средней и "глиноземистой" части диаграммы плохо сохранившихся морфотипов J2, J3, J4, S-I5, S19, S20, S22, S23, S24, S25 (I,А = 200 - 600, I.T = 500 - 800). Более детальный анализ диаграмм распределения выявил наличие неярко выраженного «минимума» в середине «штока» (морфотипы Pi - Р2 в некоторых пробах практически пропадают) и появление ответвлений в низкотемпературной части диаграммы (морфотип S5). По ряду проб отмечается заметное уменьшение числа морфотипов D на фоне увеличения числа морфотипов Рз, что свидетельствует о совмещении ведущих форм двух комплексов Характерным моментом является ярко выраженный максимум количества морфотипов D и минимальное число зерен с формами J3, J4, J5, S25, что объясняется последовательным обрастанием в ходе эволюции глиноземистых морфотипов более поздними щелочными. Эти особенности позволяют найти определенное сходство с характером распределения циркона в

Анализ цирконов из гранитов позднего комплекса (в связи с очень малыми размерами зерен и, соответственно, ограниченным числом извлеченных морфотипов) не позволяет выявить все особенности распределения. Обнаруженные морфотипы {О, Р1 - Р5, О) располагаются на диаграмме в пределах описанного выше

«штока» (!,А= 700, 1,Т= 200 - 800). Распределение сходно с установленным для потенциально рудоносных гранитов суб-

породах гранит-лейкогранитной формации

¡¡и

2

2 шш

1 5 Wjffi: (mtmm

1 4 4 12

1 4 3

Рис. 2. Характер распределения морфотипов циркона в крупнозернистых биотитовых гранитах раннего комплекса (указано общее число извлеченных морфотипов пр 10 пробам, крап подчеркивает степень влияния морфотипа) на диаграмме Пюпена - Турко (Рирт, 1980).

Si/Al

щелочнолейкогранитовой формации (см. типовые распределения по: Бродская и др., 1986, 1987, 1989; Бродская, 1990).

Важным минералогическим щ критерием, используемым при

формационном расчленении гранитоидов является изучение типоморфных особенностей состава темных слюд. Известно, что состав слюд обнаруживает зависимость от параметров среды минералосбразования: щелочности, глиноземистости, железистости, титанистости, температуры, флюидного

режима и др. На диаграмме щелочности - глиноземистости (Маракушев, Тарарин, 1955) составы слюд обоих комплексов фактически находятся в поле I диаграммы (рис. 3), что, видимо, обусловлено общей измененностью пород раннего комплекса в связи с наложенными на них гидротермально-метасомати-ческими процессами. При этом, фигуративные точки составов слюд раннего комплекса обнаруживают стремление попасть в поле II диаграммы. Имея в виду практически повсеместное замещение биотита протолитионитом, можно предположить, что неизмененный биотит локализовался бы в поле II диаграммы, в котором размещаются составы слюд типичных пород гранит-лейкогранитовой формации. Слюды позднего комплекса имеют совершенно иной тренд изменчивости состава, который вполне соответствует породам, относимым к субщелочнолейкогранитовой формации.

Химический состав биотитовых гранитов отличается нестабильностью, сравнительно небольшие интервалы колебаний отмечаются лишь по

(Fe+Mg)/Al

.1 ®203,4 и 5 п 6 х 7 Рис 3. Составы слюд из гранитов Северного массива на диаграмме Маракушевз -Тарарина (1965), Условные обозначения: тренды изменчивости состава слюд. А - раннего комплекса; В - позднего комплекса, I - III - поля щелочности; 1 - циннвальдит из фтор-литиевых микрогранит-порфиров с топазом; 2 - циннвальдит из мелкозернистых фтор-литиевых гранитов с топазов (верхние горизонты залежи); 3 - прсгтолитионит из гранит-порфиров и мелкозернистых гранитов (средние горизонты залежей);; 4 -протолитионит из гранит-порфиров и среднезернисгых гранитов (нижние горизонты залежи); 5 - биотит из высокоглиноземистых крупнозернистых гранитов в различной степени грейзенизированных; 6 - бисгтит из неизмененных высокоглиноземистых крупнозернистых гранитов, 7 протолитионит из пегматита, сопровождающего мелкозернистые граниты (верхние горизонты залежи).

содержаниям ТЮ2 (0.07 - 0.24 %) и А12Оз (11.83 - 14.22 %). Существенные колебания содержаний наблюдаются для БЮ2 (72.9 - 77.98 %). Дисперсия содержаний петрогенных элементов характеризуется максимальными значениями. Корреляционные связи элементов слабы. Неустойчивые петро-и геохимические характеристики пород раннего комплекса отражают их повсеместную вторичную измененность (альбитизацию и грейзенизацию), установление по этим признакам формационной принадлежности гранитоидов не представляется возможным.

Важной отличительной чертой химизма циннвальдитовых лейкогранитов (в сравнении с породами раннего комплекса) является уменьшение содержаний 2 (РеО+Ре2Оз) и СаО при тех же низких содержаниях МдО и увеличение в составе щелочей (£ (К20+№20)= 8.0 - 8.5) доли Ыа20, коррелирующее с повышением в породах роли альбита. Содержание вЮ2 в выборке меняется от 74.58 до 78.28 %, А12Оз - от 11.9 до 14.67 %. Для этих пород характерны вышекларковые содержания большинства редких элементов. Петрогеохимические характеристики и их дисперсии отличаются своей стабильностью и по большинству параметров совпадают с типичными породами кислого подтипа субщелочнолейкогранитовой формации оловоносных провинций (Марин, Бескин, 1996).

Таким образом, минералого-петрографические и петрогеохимические критерии подтверждают сложное полиформационное строение Северного плутона. Ранний комплекс биотитовых гранитов, в силу своей сильной измененности, занимает промежуточное положение между породами главной и литий-фтористой фаций геохимического типа редкометальных плюмазитовых лейкогранитов и предположительно отнесен к гранит-лейкогранитовой формации. Поздний комплекс циннвальдитовых лейкогранитов по совокупности признаков является типичным представителем кислого подтипа субщелочнолейкогранитовой формации, а в классификации Л.В.Таусона (1977) максимально приближен к породам литий-фтористой фации геохимического типа редкометальных плюмазитовых лейкогранитов.

3. Оловоносносгь Северного массива связана с молодыми циннвальдитовыми лейкогранитами, которые представляют собой проявление самостоятельного позднего этапа редкометапьного гранитного магматизма.

Оценка потенциальной оловоносности должна производиться с учетом особенностей происхождения гранитов, их геологической позиции,

вещественного состава, характера и интенсивности постмагматической деятельности.

Полиформационность Северного плутона указывает на значительную дифференциацию магматического глубинного очага и считается благоприятным признаком его рудоносности. Формирование плутона происходило в гипабиссальных условиях на стыке двух гранитизированных блоков фундамента, один из которых (Айонский) относительно приподнят, и вызвано процессом позднеорогенной тектономагматической активизации шовной зоны. Циннвальдитовые лейкограниты позднего комплекса, несущие повышенные концентрации гранитофильных элементов, в виде малообъемных силлов сосредоточены в апикальной части массива. В пределах плутона размещение силлов фтор-литиевых гранитов контролируется узлом его пересечения с региональным дайковым поясом (Ичувеемский пояс малых интрузий). Ю.Б.Мариным и В.И.Алексеевым (1992) установлено, что пространственное положение промышленно-рудных жил хорошо увязывается с верхними экзоконтактовыми зонами наиболее мощных интрузивных залежей «дополнительной» фазы раннего комплекса, вмещающих силлы циннвальдитовых лейкогранитов позднего комплекса. Рудоносные интервалы с высокими содержаниями касситерита располагаются выше висячих контактов фтор-литиевых гранитов на расстоянии от первых десятков метров до 160 м.

Одним из главных факторов интенсивности связанного с интрузиями оруденения (по В.Д.Козлову, 1985) является степень редкометальности слагающих их гранитов. По этому признаку граниты обоих комплексов относятся к ультраредкометальным (табл. 2). Между тем, ранее уже говорилось о влиянии флюидонасыщенных расплавов позднего комплекса на граниты раннего, в силу чего петро- и геохимические особенности, отражая меру этого воздействия, сближаются. В результате «пропаривания» флюидами, отщепляющимися от насыщенных летучими и редкими литофилами расплавов позднего комплекса, породы раннего комплекса приобрели вторичные признаки рудоносности. В полихронных плутонах оруденение обычно связывается с наиболее поздними дифференциатами. Действительно, биотитовые граниты раннего комплекса по их сохранившимся типоморфным особенностям отвечают безрудной гранит-лейкогранитовой формации, тогда как циннвальдитовые лейкограниты позднего комплекса, отнесенные к

субщелочнолейкогранитовой формации, являются потенциально

Таблица 2

Геохимическая характеристика гранитов Северного массива и их сравнение с типами __редкометальных гранитов_

Комплекс, геохимический и формационный типы Элементная формула

Ранний 6 - Ве1.Ъ - 7 - Яи6.з ~КЪА2- РАЛ - В29 - Щ.6

¿>01 - Ва0 2

Поздний Веп з - йпп 0 - Ыюл - Сл'9 5 - Г69 - Д653 - ВЪА - №1Л

Вао.07 ~~ ^0.02

Главная фаза шпомазитовых редкометальных лейкогранитов (Таусон, 1977) ^5 1 - ^'3 5 - - ^2 9 - Ве2_9 - ЯЬ23 - Вхя - №13

Ва0.02 ~ ^0.025

Литий-фтористая фация шпомазитовых лейкогранитов (Таусон, 1977) ^28 0 ~ Д 5 8 - ~ Ъ.б ~ Щ.й ~ Ве4 0 ~ ЩЯ Ва0 06 ~ 06

Аляскитовый формационный тип (Бескин и др., 1979) ^3 3 - Ве2 3 ~ и2 0 - Руг - Я&1.8 - 4 - тхз Ва0 А - ¿>0 4

Субщелочно-лейкогранитовый формационный тип (Бескин и др., 1979 $П6 7 - 3 - ^4 8 - 0 ~ ~ КЪУ2 ~ Ве3 0 В&0.06 _ ^0.07

Примечание. Расчет элементных формул по методике В.Д.Козлова (1981) с использованием данных В.К.Политова (1988). Геохимическая формула позднего комплекса базируется, в основном, на данных по породам жильной фазы.

оловоносными и специализированы на оруденение касситерит-кварцевого типа (грейзеновое или кварцево-жильное).

Сравнительный региональный анализ показал, что аналогичные граниты слагают малообъемные интрузивные тела, геологически самостоятельные или в составе более крупных плутонов ранних гранитоидов и сопровождаются комплексными оловянными, иногда вольфрам-оловянными месторождениями. В качестве примеров таких массивов можно

назвать Тигриный в Приморье (Говоров, 1966), Верхнеурмийский в Приамурье (Марин и др., 1990), Одинокий и Кестерский в Якутии (Флеров и др., 1971, 1981), Циновецкий, Губский, Шнеда в Рудных горах (Бескин и др., 1979; Руб и др., 1983), Югодзырьский и Жанчивланский в Монголии (Коваленко, 1977) и др. Среди изученных интрузивных образований Центральной Чукотки наиболее близкими к потенциально оловоносным циннвальдитовым лейкогранитам являются редкометальные граниты слепых штоков на месторождениях Иультинского рудного района (Кулешов, Приставко, Шустов, 1987). Аналогичные образования широко известны в соседней Яно-Колымской складчатой области. Примерами могут служить микроклин-альбитовые граниты Омчикандинского (Полоусненский синклинорий), Арга-Ыннах-Хайского (Адычанское поднятие) массивов и ряда других (Коваль, Юрченко, 1972; Флеров, 1976; Флеров и др., 1981; Недосекин, 1988).

Таким образом, в результате проведенных исследований было установлено, что циннвальдитовые лейкограниты позднего комплекса являются потенциально оловоносными, а Северный массив в целом является высокорудоносной гранитной системой, что подтверждается наличием многочисленных россыпных месторождений касситерита и небольших коренных рудопроявлений. Ограниченные перспективы коренного оловянного оруденения в связи с массивом, возможно, определяются его эродированностью и конкретными геолого-тектоническими условиями формирования массива.

Заключение

Проведенными исследованиями установлено гетерогенное полиформационное строение Северного массива. Доказано магматическое происхождение молодых литиевослюдистых существенно альбитовых мелкозернистых гранитов, ранее считавшихся продуктом перекристаллизации ранних гранитоидов. Сходство этих пород с онгонитоподобными микрогранит-порфирами жильной фазы, внешний облик, состав и структурно-текстурные особенности позволяют отождествлять их с типичными фтор-литиевыми гранитами других регионов (Коваленко, 1977). Комплексное использование минералого-петрографических и петрогеохимических критериев совместно с геолого-структурными позволило обосновать выделение в пределах массива двух самостоятельных интрузивных комплексов. Ранний комплекс биотитовых гранитов, предположительно (в силу своей сильной измененности), отнесен

к гранит-лейкогранитовой формации. Комплекс молодых циннвальдитовых лейкогранитов обуславливает гидротермально-метасоматические преобразования ранних граиитов и является типичным представителем кислого подтипа субщелочнолейкогранитовой формации оловоносных провинций (Марин, Бескин, 1996). Высокая потенциальная оловоносность молодых циннвальдитовых лейкогранитов, наличие вокруг массива многочисленных россыпных месторождений касситерита требует проведения специальных исследований в пределах группы Куйвивеемских штоков, которые, по данным И.А.Загрузиной (1977), являются продолжением Северного плутона. Здесь могут быть обнаружены потенциально оловоносные граниты и приуроченные к ним коренные месторождения олова.

По теме диссертации опубликованы следующие работы:

1. О происхождении и позиции циннвальдитовых лейкогранитов Северного массива Чукотки. //Записки ВМО. 1996. N6. С. 31-37;

2. Использование типоморфных свойств слюд при формационном расчленении полигенных массивов (на примере Северного массива Центральной Чукотки). // Проблемы магматической и метаморфической петрологии. Тезисы докл. на научных чтениях памяти профессора И.Ф.Трусовой, Москва, 1996, С. 14-15;

3. Проблема расчленения полиформационных гранитоидных массивов (на примере Северного массива Чукотки). // Полезные ископаемые России и их освоение. Тезисы докл. Научной конференции студентов и молодых ученых СПбГГИ, С-Петербург, 1996, С. 22;

4. Расчленение гранитоидов Северного массива Чукотки на основе методов стереометрического и эволюционного кристалло-морфологического анализов. // Записки ВМО. 1997. N4. С. 99-107;

5. Использование нетрадиционных минералогических критериев при расчленении гранитоидов Северного массива (Чукотка). // Проблемы магматической и метаморфической петрологии. Тезисы докл. на научных чтениях памяти профессора И.Ф.Трусовой, Москва, 1997, С.27-28;

6. О структурных особенностях гранитов Северного массива Чукотки. // Полезные ископаемые России и их освоение. Тезисы докл. Научной конференции студентов и молодых ученых СПбГГИ, С-Петербург, 1997, С. 22;

7. Использование метода эволюционного кристалломорфологического анализа цирконов для определения формационной принадлежности

гранитоидов (на примере Северного массива Центральной Чукотки). // Гранитоидные вулкано-плутонические ассоциации. Тезисы докл. Всероссийского совещания, Сыктывкар, Республика Коми, 1997, С.50-51;

8. Исследование структур рэдкометалльных гранитов Северного массива (Чукотка). // Структура и эволюция минерального мира. Материалы к Международному минералогическому семинару, Сыктывкар, Республика Коми, 1997, С. 123-124.