Петрология гранитоидов Берендейского рудного поля (Верхояно-Колымская орогенная область)

DOI: 10.24411/0869-7175-2018-10017 УДК 552.321.1

© В.А.Трунилина, С.П.Роев, А.И.Зайцев, 2018

I Петрология гранитоидов Берендейского рудного поля

В.А.ТРУНИЛИНА, С.П.РОЕВ, А.И.ЗАЙЦЕВ

Рассматривается специфика составов меловых гранитоидов Берендейского рудного поля, локализованного в юго-восточных отрогах хр. Полоусный, с ассоциированным олово-медным, олово-вольфрамовым, золото-серебряным оруденением. Показано, что становление гранитоидов происходило в тектонически активной зоне при неоднократном подновлении многочисленных тектонических нарушений. Установлено, что гранитоиды относятся к поздне-посторогенным образованиям активной континентальной окраины и близки по химическому составу гранитоидам IS-типа (гранодиорит-порфиры) и промежуточного SA-типа (гранит-порфиры), тогда как концентрация элементов-примесей в них и состав биотитов сопоставимы с таковыми мантийно-коровых гранитоидов латитового ряда или шошонитовых серий. Грано-диориты и гранодиорит-порфиры геохимически специализированы на Sn, Ag, граниты и гранит-порфиры - на Ag, Au, менее на Sn, Cu, W при околокларковых содержаниях F и Li в тех и других. Оруденение приурочено к рассекающим гранитоиды минерализованным зонам дробления и в основном является постгранитоидным. Предполагается, что скачкообразный привнос F, B, Sn, Cu, As, Au в процессе метасоматоза, наложенного как на гранитоиды, так и на вмещающие породы, происходил за счёт поступления из внешнего, вероятно, глубинного источника богатых фтором и бором флюидов, которые могли как мобилизовать рудные элементы из гранитоидных очагов, так и служить дополнительными источниками рудных элементов.

Ключевые слова: гранодиорит-порфиры, гранит-порфиры, магмогенерация, геохимическая специализация, рудопроявления,олово,золото.

Трунилина Вера Аркадьевна ^^JW v.a.trunilina@diamond.ysn.ru

Роев Сергей Прокопьевич s.p.roev@diamond.ysn.ru

Зайцев Альберт Иванович a.i.zaitsev@diamond.ysn.ru

I Petrology of granitoids of the Berendey ore field

V.A.TRUNILINA, S.P.ROEV, A.I.ZAITSEV

The specific composition of the Cretaceous granitoids of the Berendey ore field with associated tin-copper, tin-tungsten, and gold-silver mineralizations localized in the South-Eastern spurs of the Polousny Ridge. It is shown that granitoids formation occurred in the tectonically active zone with repeated renewal of numerous tectonic disturbances. It was found that granitoids belong to late-postorogenic formations of the active continental margin and are similar in chemical composition to IS-type (granodiorite porphyries) and intermediate SA-type (granite-porphyries) granitoids, while their concentration of impurity elements and the composition of biotites are comparable to those of mantle-crustal granitoids of the latite or shoshonite series. Granodiorites and granodiorite porphyries are geochemically specialized in Sn and Ag. Granites and granite porphyries are specialized in Ag, Au and, to a lesser extent, in Sn, Cu and W, with sub-clark concentration of F and Li in both of them. Mineralization is confined to mineralized fault zones crosscutting granitoids and is mainly postgranitoid. It is assumed that the abrupt introduction of F, B, Sn, Cu, As,and Au in the process of metasomatism, superimposed on both granitoids and host rocks, occurred due to fluorine and boron-rich fluids input from an external, probably deep source, which could both mobilize ore elements from granitoid chamber and serve as additional sources of ore elements. Key words: granodiorite porphyries, granite porphyries, magma generation, geochemical specialization, ore, tin, gold.

Проблема связи магматизма и оруденения не теряет своей актуальности, поскольку её решение позволит целенаправленно проводить поисково-оценочные работы. Одним из наиболее дискутируемых остаётся вопрос о соотношении гранитоидного магматизма и ассоциированного оруденения - от признания прямой генетической или парагенетической связи между ними [11, 19 и др.] до признания роли гранитоидов только как проводников для глубинных рудоносных флюидов [7]. В настоящее время среди рудоносных гранитоидов большинство исследователей различают производные мантийных, коровых и корово-мантийных расплавов [8, 31, 32], при этом полигенность представляется необходимым качеством высокопродуктивных рудно-маг-матических систем [2]. В статье эти вопросы рассматриваются на примере Берендейского рудного поля -одного из наименее изученных на северо-востоке Якутии. Специализированные исследования магматизма рудного поля ранее не проводились, хотя Б.Л.Флёров [19] считал его наиболее перспективным на золото-медное оруденение. Имеются лишь сведения по петрографии развитых в его пределах гранитоидов [9, 15]). Здесь на небольшой площади (около 15 км2) сосредоточены многочисленные выходы даек и мелких штоков гранитоидов и более 60 рудопроявлений Sn, Аи, W, Ag, Си. Целью исследований являлось установление петрологических и геохимических особенностей магматических пород рудного поля для определения их генетической природы, потенциальной рудоносности и возможной связи с ними оруденения.

Методика работ включала изучение строения гра-нитоидных тел, установление соотношений между гранитоидными образованиями различного состава и рудными телами, опробование всех разновидностей магматических пород, их полный силикатный (аналитик Д.А.Кулагина) и количественный спектральный анализы (З.В.Хохрякова), микрозондовое определение составов породообразующих и акцессорных минералов на микроанализаторе СатеЬах-тюга (С.П.Роев). Все анализы выполнены в отделе физико-химических методов анализа ИГАБМ СО РАН. Кроме того, в спектральной лаборатории Института геохимии СО РАН (г. Иркутск) под руководством О.В.Зарубиной проведено определение содержаний элементов-примесей (в том числе редкоземельных элементов) методом ИСП-МС.

Геологическое строение. Берендейское рудное поле расположено в восточных отрогах хр. Полоусный в пределах Туостахского антиклинория, вблизи зоны его сочленения с Селенняхским и Полоусным антикли-нориями (рис. 1). Здесь терригенные толщи позднего триаса и ранней юры разбиты на крупные блоки тектоническими нарушениями и интрудированы в раннем мелу серией гранитоидных массивов. По данным геологической съёмки [15], заложение разломов происходило не позднее триаса, а повторные подвижки по ним имели место как до, так и после внедрения гранито-

идов, вплоть до палеогена. Установленная в процессе геологической съёмки и подтверждённая авторами данной статьи последовательность формирования магматических пород района: диориты^-амфибол-биоти-товые гранодиориты и гранодиорит-порфиры^-пор-фировидные биотитовые граниты^-мелкозернистые биотитовые и аплитовидные граниты^-гранит-порфи-ры^-сиениты. Приведённый в объяснительной записке к геологической карте масштаба 1:200 000 изотопный K-Ar возраст гранодиоритов Махастырского массива, расположенного непосредственно к востоку от рудного поля и рассечённого дайками гранодиорит-порфиров, составляет 129 млн. лет, возраст сиенитов, прорывающих гранит-порфиры, - 120-108 млн. лет [15].

По данным авторов, непосредственно на площади рудного поля вскрываются мелкие штоки с площадью выхода не более 1,5 км2, трещинные интрузии и дайки гранодиорит- и гранит-порфиров. Мощность трещинных тел 200-300, а даек до 15 м при протяжённости до 2 км. Их внедрение контролировалось северо-восточными и северо-западными системами разломов. Все магматические породы интенсивно изменены постмагматическими процессами и вместе с вмещающей их терригенной толщей разбиты многочисленными тектоническими нарушениями, с приуроченными к ним рудными телами, среди которых А.И.Самусиным и В.В.Бояршиновым (1993) установлены медно-оловян-ные, олово-полиметаллические, олово-вольфрамовые и золото-редкометалльные. Рудные тела представлены минерализованными зонами дробления, сложенными брекчиями терригенных пород и гранитоидов, преобразованных в кварц-серицитиовые, кварц-турмалин-серицитовые метасоматиты и рассечённных кварцевыми, кварц-турмалиновыми, кварц-флюоритовыми, сульфидно-кварцевыми жилами и прожилками. Мощность зон 0,5-5 м, протяжённость 300-600 м. Всего на площади рудного поля геолого-поисковыми работами выявлено более 60 рудных зон, рассекающих как вмещающие породы, так и выходы гранитоидов, то есть являющихся преимущественно постгранитоидными.

Петрография и минералогия гранитоидов. Гранодио-рит-порфиры массивные, порфировые и гломеропор-фировые, с количеством вкрапленников от 20 до 60%, среди которых преобладает плагиоклаз, и от мелко- до микрозернистой аллотриоморфной или микрогранитной основной массой из серицитизированного олиго-клаза или олигоклаз-андезина, актинолитизированного амфибола, хлоритизированного биотита, пелитизиро-ванного калишпата и кварца. В породах присутствуют автолиты кварц-диоритового состава, сложенные суб-идиоморфными зёрнами андезина, амфибола и ксено-морфными - кварца и биотита в их интерстициях. В центре штоков и мощных трещинных интрузивов породы мелкозернистые, порфировидные и невадитовые, с гипидиоморфнозернистым, участками аллотриоморф-нозернистым базисом.

Рис. 1. Схема тектонического строения юго-восточных отрогов хр. Полоусный, по работе [15]:

палеозойский структурный ярус: 1 - Селенняхский антиклинорий, 2 - он же под покровом кайнозойских отложений, 3 -Полоусный антиклинорий; раннемезозойский структурный ярус: 4 - Туостахский антиклинорий, 5 - Хатыннахский доинвер-сионный вулканогенный прогиб, 6 - он же под покровом кайнозойских отложений; позднемезойский структурный ярус: 7 - Джахтардахская постинверсионная вулканогенная впадина; кайнозойский структурный ярус: 8 - Абыйская впадина; интрузивные образования: 9 - ультраосновные и основные интрузии палеозойского структурного яруса, 10 - гранитоидные интрузии раннемезозойского структурного яруса, 11 - они же под покровом кайнозойских отложений, 12 - щелочные и субщелочные интрузии позднемезозойского структурного яруса, 13 - они же под покровом кайнозойских отложений; оси складок: 14 - синклиналей и 15 - антиклиналей; разрывные нарушения: 16 - надвиги, сбросы и сбросо-сдвиги: 17 - установленные и 18 - предполагаемые; Б - Берендейское рудное поле; М - Махастыпский массив

Плагиоклаз порфировых выделений двух генераций. Первая образует крупные (до 5-6 мм) вкрапленники, сложенные зональным андезином с интенсивно

серицитизированной периферией и корродированными ядрами андезин-лабрадора и единичными включениями зонального ортита, ильменита и апатита.

Характерны блоково угасающие пересекающиеся системы двойников, что свидетельствует о неоднократной перекристаллизации и посткристаллизационных тектонических напряжениях. Состав центральной зоны -an 39-45%, ort 2,8-5,1%, что определяет температуру кристаллизации в 900-950°С [28]. Мелкие вкрапленники (1-2 мм) второй генерации с составом an 35-38% полисинтетически сдвойникованы, катаклазированы.

Амфибол образует соизмеримые с плагиоклазом первой генерации призматические выделения и мелкие шлиры. Представлен паргаситом с параметрами кристаллизации 7=958°C, P=790 МПа (табл. 1). Интенсивно замещён Fe-актинолитом, по которому развиты псевдоморфозы карбоната и хлорита. Содержит включения рудного минерала, столбчатых зёрен апатита и циркона. Биотит вкрапленников железистый, низкоглинозёмистый, богатый галогенами (/=62,5-64,8%, al*=18,8-19,3%, Cl=0,42-1,24%; F=0,6-0,69%) (табл. 2). Он корродирует амфибол и также насыщен включениями апатита, циркона, ильменита. Образовался при расчётной температуре 747-768°С и давлении 108-117 МПа из ненасыщенного расплава при содержании в нём воды около 4% [22], в условиях умеренной активности кислорода, повышенной H2O, Cl и низкой F. По параметрам состава отвечает биотитам гранодиорит-гранитных ассоциаций S- или IS-типа (рис. 2, А), но по соотношениям железистости-глинозё-мистости и отношений OH/F - биотитам шошонитовых серий (см. рис. 2, Б). Замещён железистым хлоритом (/=60,1-63,4%), практически лишённым хлора (<0,08%), но с сохраняющимся содержанием фтора до 0,62%, что предполагает предшествовавший хлоритизации сброс хлорсодержащих флюидов. Отмечены единичные иди-оморфные выделения облачно погасающего кварца или сростки двух его зёрен. Все породообразующие минералы интенсивно катаклазированы, часто разбиты на фрагменты, разделённые основной массой.

В акцессорной фракции установлены Cl-апатит (Cl до 1,6%), циркон, сфен, монацит, ортит, гранат, магнетит, марганцовистый ильменит (MnO до 5,2%), пирит и халькопирит (Bi и Ag 0,2-0,3%). Циркон зональный, со снижением величины отношений ZrO2/HfO2 от центра к периферии от 75 до 45 и по этим значениям в целом соответствует цирконам пород среднего состава [10]. Однако в ряде зёрен сохраняются реститовые ядра с величиной ZrO2/HfO2 до 93, присущей уже цирконам основных пород. Гранат представлен нижнекоровым [6] пироп-альмандином (py до 20%) и гидрогроссуляром.

Гранит-порфиры массивные, крупнопорфировые, с размером вкрапленников до 8 мм и микрографической или микроаллотриоморфнозернистой основной массой из микрозёрен пелитизированного калишпата, олиго-клаз-альбита или альбита, кварца, редких чешуек биотита. В зальбандах структура иногда псевдосфероли-товая. В порфировых выделениях наблюдаются кварц (преобладает), плагиоклаз, калишпат и биотит. В эндо-

контатовых зонах широко развиты эруптивные брекчии, в которых обломки гранит-порфира и вмещающих пород погружены в микрофельзитовый или псевдосфе-ролитовый базис.

Первая генерация плагиоклаза формирует плотно упакованные моноскопления короткопризматических или изометричных зёрен, интенсивно альбитизирован-ных и серицитизированных. Вторая генерация, образующая единичные идиоморфные удлинённые таблички размерами до 3-4 мм с коррозионными ограничениями и их гломеровые скопления, представлена неотчётливо зональным олигоклазом с ядрами андезина с составом ab 60%, an 36%, ort 4%, что соответствует температуре кристаллизации около 900°С [28]. Плагиоклаз этой генерации несёт отчётливые следы катаклаза и перекристаллизации в виде пересекающихся систем двойников и блокового погасания. Отдельные зёрна разбиты на фрагменты, между которыми проникает основная масса. Более мелкие (до 1 мм) выделения сложены олигоклазом в центре до альбит-олигоклаза в периферии. Полисинтетическое двойникование более чёткое, перекрещивающихся систем двойников не отмечено, но угасание блоковое, трещины катаклаза отчётливые с проникновением вдоль них заливов основной массы. Наблюдается обрамление зёрен интенсивно пелитизи-рованным калишпатом.

Калишпат порфировых выделений - микроперти-товый высокий ортоклаз или санидин (ort 89-95%, ab 2,8-9,9%, an 0,2-0,5%) даёт крупные идиоморфные, неотчётливо зональные (скользящее от центра погасание) кристаллы размером 5-8 мм. Периферия зёрен густо пелитизирована. Следы катаклаза улавливаются по изгибам микропертитов. Кварц вкрапленников образует крупные (до 5-6 мм) идиоморфные кристаллы с газово-жидкими включениями и включениями мелких чешуек биотита или сростки двух таких кристаллов и более мелкие (1-2 мм) зёрна прихотливых ограничений и в обеих генерациях заметно катаклазирован.

Биотит вкрапленников первой генерации - Fe-био-тит с /=56,7-64,8% (см. табл. 2) с многочисленными включениями апатита, монацита, циркона, сфена. Биотит почти полностью хлоритизирован, трещины спайности изогнуты. Уже хлоритизированные зёрна разбиты на фрагменты, разделённые основной массой. Вторая генерация вкрапленников менее интенсивно хлоритизирована и имеет варьирующий от Fe-биоти-та до лепидомелана состав (/=71,7-73%). В отличие от биотитов гранодиорит-порфиров, содержание фтора в биотитах гранит-порфиров гораздо выше, чем хлора (0,98-1,34% и 0,34-0,67%). Обе генерации кристаллизуются из насыщенного водой расплава (H2O 6-8%) в условиях повышенной активности воды. Активность галогенов и кислорода заметно снижается от первой ко второй генерации. По параметрам состава первая генерация близка биотитам гранитов IS-типа, вторая - биотитам шошонитовых серий или гранитов A-типа, а по

СП СП

1. Составы амфиболов и пироксенов гранитоидов Берендейского рудного поля

Образцы Порода 8Ю, ТЮ, А1,0, Ре,О, РеО МпО м«о СаО N8,0 к,о С1 Р н,о Сумма V С Р, МПа Минерал

ВТ146/7 Гранодиорит- 44,01 2,65 12,5 0,28 13,60 0,04 10,58 12,37 1,97 0,22 0,2 0,1 2,07 101,42 42,3 958 790 Паргасит

порфир 49,77 0,26 4,02 Не обн. 25,82 1,28 6,69 9,51 0,09 0,22 1,9 99,56 68,4 Ге-актинолит

39,95 4,29 14,64 5,38 7,69 0,02 12,26 10,56 1,96 1,13 0,04 0,26 1,89 100,07 35,9 1013 940 Чермакит

ВТ149/1 Гранит- 48,20 2,79 8,76 Не обн. 8,97 0,07 11,74 15,91 0,53 0,01 0,01 0,08 2,03 99,10 30,1 933 370 Каннилоит

порфир 51,06 2,02 5,72 Не обн. 8,84 0,12 11,09 21,83 0,44 0,01 101,13 30,9 1113 1000 Мё- геденбергит

ВТ151/1 Гранит- 43,85 4,86 12,78 0,66 11,60 0,05 11,42 12,14 1,00 1,29 1,89 100,54 35,9 1013 940 Чермакит

порфир 48,65 0,28 1,98 1,13 24,77 1,44 6,59 10,34 0,03 0,26 0,13 0,01 1,85 97,46 68,7 Ге-актинолит

Примечание. Анализы выполнены С.П.Роевым в ИГАБМ СО РАН на рентгеновском микроанализаторе СатеЬах-гмсго; Т - температура и Р - давление при кристаллизации минерала; расчёты Т, Р амфиболов - по [30], пироксенов - по [37].

2. Состав биотитов гранитоидов Берендейского рудного поля

Образцы 8Ю2 ТЮ, А'А РеО МпО м«о СаО Ка20 к,о С1 Р Н.О Сумма аЦ% Т°С Р МПа о, ПО НС1 Ш Минерал

Гранодиорит-пор( [шры

ВТ146/3 36,93 5,41 13,92 2,33 21,96 0,13 7,96 0,06 0,08 8,07 0,75 0,60 1,98 100,18 62,9 19,2 747 108 -15,9 2,63 2,58 -0,72 Ге-биотит

35,48 5,84 13,19 2,35 21,50 0,08 7,95 Не обн. 0,14 8,36 1,24 0,69 2,50 99,32 62,5 18,8 763 117 -15,9 2,70 2,70 -0,71 Ге-биотит

ВТ 146/6 36,07 5,79 13,22 2,24 21,68 0,08 7,62 Не обн. 0,09 8,39 0,47 0,67 2,35 98,67 63,6 18,8 758 108 -16 2,71 2,37 -0,66 Ге-биотит

ВТ 146/7 35,68 6,25 13,52 2,00 22,07 0,01 7,27 Не обн. 0,09 8,37 0,37 0,69 2,02 98,34 64,8 19,3 768 117 -16 2,56 2,21 -0,69 Ге-биотит

Гранит-порфиры

ВТ149/1 33,49 3,17 13,45 3,11 23,30 0,48 5,78 Не обн. Не обн. 9,68 0,36 1,05 4,98 98,84 71,7 19,9 679 129 -16,7 2,41 1,35 -1,07 Ге-биотит

34,85 3,04 13,47 3,61 24,13 0,53 5,87 Не обн. Не обн. 8,82 0,41 0,98 4,22 99,93 72,4 19,3 666 114 -16,9 2,68 1,56 -0,83 Лепидо-мелан

ВТ149/2 36,64 4,38 13,42 2,78 23,05 0,04 7,78 Не обн. Не обн. 8,96 0,53 1,01 1,79 100,38 64,8 18,5 721 101 -16 2,79 2,56 -0,31 Ге-биотит

36,18 3,33 13,26 3,75 26,16 0,40 6,14 Не обн. Не обн. 9,04 0,34 1,06 2,05 101,71 73,0 18,2 674 120 -16,9 2,83 1,95 -0,34 Лепидо-мелан

ВТ 154/1 37,24 4,28 13,98 2,39 20,17 0,12 9,58 Не обн. 0,20 8,97 0,67 1,16 1,91 100,67 56,7 19 724 95 -15,5 2,69 2,78 -0,40 Ге-биотит

36,97 3,88 13,80 2,44 22,28 0,09 8,58 Не обн. Не обн. 9,65 0,62 1,34 1,56 101,21 61,6 18,8 707 92 -15,9 2,66 2,67 -0,27 Ге-биотит

ь

Ч О ь о

т

О) ч тз о ь о

т

20

5 X

О) тз ш ь о

т »

т

О) О X

г 20

Примечание. Анализы выполнены в ИГАБМ СО РАН на микроанализаторе СатеЬах-гмсго С.П.Роевым; определение Г - по [25], Р - по [34], - [18]; к^/Н20, к^/НС1,

^/№-[36].

Рис. 2. Параметры составов биотитов гранитоидов рудного поля:

биотиты: 1 - гранодиорит-порфиров, 2 - гранит-порфиров; А - соотношение R3++Ti-Mg-Fe2++Mn в биотитах ^3^е3++А13+); буквенные обозначения (М, I, S, А, Sh) - средние составы биотитов соответствующих петротипов [3]; Б - соотношения фтористо-сти (ОН^), глинозёмистости и железистости (/) биотитов; поля диаграммы - биотиты стандартных типов гранитоидов [32]: I - мантийно-коровые островных дуг, М - мантийные, S - коровые и мантийно-коровые коллизионных обстановок, SH - постколлизионные шошонитовые, А - анорогенных обстановок

соотношениям железистости-глинозёмистости и отношений OH/F обе генерации сопоставимы с биотитами гранитов А-типа (см. рис. 2).

Амфибол и пироксен обнаружены только в протолоч-ках в единичных зёрнах. Первый представлен магнезиальным чермакитом с f=35,9-37,3%, расчётной температурой кристаллизации 957-1013°С и каннилоитом, более характерным для основных пород, пироксен -магнезиогеденбергитом с f=30,9% и 7=1133°C, также характерным для габброидов (см. табл. 1). Поэтому авторы относят эти минералы к реститовым.

В акцессорной фракции определены апатит, циркон, ортит, магнетит, ильменит, гранат, монацит, комплекс сульфидов. Все сульфиды содержат значимую примесь рудных элементов (в %): пирротин - Ag до 0,42, W до 0,17, Sn до 0,05; пирит - Bi до 0,3, W до 0,27, Sn до 0,1; арсенопирит и лелленгит - W до 0,57% и Sn до 0,07%; халькопирит - Bi до 0,15%. Концентрации рудных элементов в сульфидах широко варьируют, то есть их повышенные значения обязаны микровключениям собственных минералов. Преобладающий Cl-апатит (Cl до 0,88%) в зональных зёрнах к периферии сменяется F-апатитом (Cl 0,1-0,2%). Магнетит характеризуется в основном низкими содержаниями примесей, лишь в одном случае установлен титаномагнетит (TiO25,56% и Al2O3 4,75%). Ильменит марганцовистый (MnO до 6,48%). Гранат представлен верхнекоровым пироп-альмандином (py до 15%) [6] и ксеногенным альман-дин-гроссуляром. Большинство зёрен циркона имеет значения отношений Zr02/Hf02=30-50, обычные для цирконов гранитных или адамеллит-гранитных ассоциаций. Но здесь чаще, чем в цирконах гранодиоритов, присутствуют реликтовые ядра со значениями отношений ZrO2/HfO2 от 70 до 106 и зёрна морфотипов D и J3-5, характерные для высокотемпературных цирконов производных габбро-гранитных серий [29]. Наряду с этим часты преобразованные и метамиктные цирконы с содержанием UO3 до 14,1% и ThO2 до 2,6%. Цирконы гранит-порфиров отличаются от таковых грано-диорит-порфиров также стабильным присутствием значимых количеств Yb2O3, обычно в десятых долях процента, но в отдельных зёрнах до 10,1%.

Вдоль зон тектонических нарушений гранитоиды преобразованы в кварц-серицитовые и кварц-серицит-турмалиновые метасоматиты, в которых первично-магматический облик распознаётся только по сохранившимся выделениям кварца на фоне тонко- или микрозернистого базиса. По вмещающим породам развиты кварц-биотитовые, а в экзоконтактах гранит-порфиров -кварц-биотит-турмалиновые роговики, что свидетельствует о высоком потенциале бора при кристаллизации последних.

Таким образом, петрографические особенности гранитоидов рудного поля говорят, во-первых, о многоступенчатой интрузии магмы с остановками в промежуточных очагах, где кристаллизовались порфиро-

вые вкрапленники двух генераций, тогда как массовая кристаллизация имела место в приповерхностных условиях, во-вторых, о становлении гранитоидов рудного поля на фоне нестабильной тектонической обстановки.

Петрохимический состав и геохимические особенности гранитоидов. Все магматические породы рудного поля интенсивно изменены. Единичные анализы наименее изменённых пород (табл. 3) соответствуют извест-ково-щелочной серии, при этом гранодиорит-порфиры средне- и высококалиевые, гранит-порфиры высококалиевые: K20/Na20=0,67 и 1,7 для первых и 1,4 и 2,2 для вторых. Все породы железистые (Fe/(Fe+Mg)=68-69% и 73-98%), гиперстен-нормативные, с преобладанием нормативного альбита в первых и близкими соотношениями нормативных альбита и ортоклаза во вторых. Содержание породообразующих оксидов и основные петрохимические коэффициенты в наименее изменённых гранодиорит-порфирах промежуточные между таковыми гранитоидов S- и I-типов, гранит-порфиров -промежуточные между S- и A-типами (см. табл. 3). Единственный анализ, приведённый в Объяснительной записке к Геологической карте масштаба 1:200 000 [15], соответствует граниту A-типа. На диаграмме Sr-Rb/Sr точки составов всех гранитоидов рудного поля локализуются вдоль тренда известково-щелочных гранитои-дов активных континентальных окраин, при этом составы гранодиорит-порфиров соответствуют по этому параметру гранитам I-типа, а составы гранит-порфи-ров - гранитам S-типа с отклонением к A-типу (рис. 3).

Генерация материнского расплава гранодиорит-пор-фиров проходила при расчётном давлении [1] 9001000 МПа в метаграувакковых субстратах (Al/(Fe+Mg)-Ca/(Fe+Mg)=0,49-1,8 и 3,8-0,78) [24] при температурах до 919-941°С [27]. Материнский расплав гранит-пор-фиров генерировался при давлении 500-700 МПа в метаграувакковых или метапелитовых субстратах (Al/(Fe+Mg)-Ca/(Fe+Mg)=3,31-0,5 и 4,8-0,37), но при более высокой температуре до 1040°С. Это подтверждается и определёнными для серии образцов по разным геотермометрам Ti, Zr- и REE-насыщения, рассчитанным по программе GCDkit [26], температурными интервалами кристаллизации для гранодиорит-порфиров, составлявшими 936-785°С, а для гранит-порфиров -1026-813°С (табл. 4).

На основе данных ИСП-МС-метода (табл. 5) для серии образцов был вычислен также лантаноидный тетрадный эффект фракционирования редкоземельных элементов, отражающий нарушение формы спектра их нормированных по хондриту содержаний [4, 20]. В природных объектах известно 2 типа тетрад-эффекта: M (выпуклый) и W (вогнутый). Первый характерен для дифференцированных гранитоидов, второй - для морской воды и некоторых осадочных пород. Тетрад-эф-фект W-типа в гранитоидах может появиться при взаимодействии расплава с богатыми водой флюидами [4]. Тетрад-эффект считается значимым, когда его

3. Составы гранитоидов Берендейского рудного поля

Оксиды ВТ146/3 ВТ146/7 ВТ147/4 ВТ149/1 93* g** A** JA*

SiO2 64,96 63,70 71,32 71,00 74,04 70,30 73,80 66,00

TiO2 0,57 0,53 0,54 0,56 0,22 0,48 0,26 0,45

Al,O, 16,10 14,95 13,96 14,50 13,18 14,1 12,40 15,50

FeA 0,56 1,10 1,35 0,65 0,80 0,56 1,24 0,77

FeO 3,65 7,08 3,42 0,81 0,97 2,87 1,58 3,57

MnO 0,07 0,17 0,06 0,01 0,03

MgO 1,02 2,04 0,74 0,01 0,35 1,42 0,20 1,68

CaO 3,65 2,30 1,18 2,61 0,70 2,03 0,75 4,15

Na2O 4,00 1,77 2,51 3,09 3,49 2,41 4,07 3,01

K2O 2,67 3,07 3,52 4,07 4,60 3,96 4,65 3,85

PA 0,11 0,11 0,09 0,03 0,10

CO, 1,06

HA 0,06 0,08

hA 1,46 2,86 1,28 1,59

F 0,01 0,07 0,04 0,07

Cl 0,05 0,05 0,01 0,03

Li,O 0,0056 0,011 0,005 0,0062

Rb,O 0,011 0,010 0,008 0,012

Cs,O 0,001

S 0,03

iüüi 0,20 1,11

Сумма 99,10 99,82 100,03 100,14 99,59

Коэффициенты:

DI 89,8 79,9 90,5 97,8 93,6

K/(K+Na) 0,30 0,53 0,48 0,46 0,46 0,52 0,43 0,46

Ca/(Na+K) 0,21 0,22 0,21 0,17 0,06 0,22 0,12 0,41

Al/(2Ca+Na+K) 1,00 1,44 1,38 1,01 1,10 1,18 >1 0,93

Fe*/(Fe*+Mg) 0,69 0,68 0,77 0,98 0,73 0,55 0,88 0,58

Параметры:

T °C 919 919 1039 1039 998

P, МПа 1060 990 570 680 450

Примечание. Анализы выполнены в ИГАБМ СО РАН Д.А.Кулагиной и М.А.Слепцовой; ВТ - анализы авторов, 93 - по [15], ** - средние составы гранитоидов различных петротипов по [13]; определение Т - по [27], Р - по [1]; DI - индекс дифференциации; Fe*=Fe2++Fe3+.

2000

1000

600

200

100

20

1 ,

i XXх- /

©/- /

/

/ /

/ /

/ /

/  III / _'

0,02

0,05 0,1 0,2

0,5 1,0

5,0 10,0

Rb/Sr

Рис. 3. Соотношение Sr-Rb/Sr в гранитоидах Берендейского рудного поля:

1 - гранодиорит-порфиры, 2 - гранит-порфиры; поля составов магмообразующих источников и тренды дифференциации типовых серий [4]: I - толеитовая островных дуг, II - известково-щелочная островных дуг, III - известково-щелочная активных окраин, IV -рифтовых зон континентов; пунктир - границы полей гранитоидов I, S, A-петротипов

4. Температуры насыщения в гранитоидах Берендейского рудного поля

5. Содержание редкоземельных элементов в гранитоидах Берендейского рудного поля

Образцы T, Jung Tu T Zr T REE T ap ASI

Гранодиорит-порфиры

BT146/3 919 857 811 785 860 1,0

BT146/7 919 830 823 845 1,435

BT147/3 941 858 936 856 3,378

BT-154/3 925 858 3,378

Гранит-порфиры

BT-147/4 1039 869 845 868 907 1,384

BT149/1 1039 884 819 813 804 1,019

BT150/1 1028 865 865 1026 2,846

BT154/2 1040 896 874 911 2,062

BT-154/4 1046 930 1042 0

Примечание. Температура расплава по [27]; температура насыщения рутилом (Tti), цирконием (T ), монацитом (T ), апатитом (T ) по [26]; ASI - индекс глинозёмистости грани-тоидов.

суммарное значение ТЕ <0,9 (W-тип) и TEi >1,1 (М-тип). Если эти значения близки к 1, тетрад-эффекты отсутствуют. Наиболее часто используются результаты расчётов для первой и третьей тетрад. Для исследованных образцов вычисленные отклонения по первой и третьей тетрадам и суммарный тетрад-эффект ТЕ 1 3 близки 1 (табл. 6). Следовательно, гранитоиды рудного поля кристаллизовались из первичных расплавов, а интенсивное изменение пород происходило в посткристаллизационный период под воздействием внешнего, богатого флюидами источника.

По содержаниям микроэлементов гранитоиды рудного поля наиболее близки к верхнекоровым образованиям (рис. 4), отличаясь от них повышенными концентрациями Се и тяжёлых лантаноидов, приближаясь по этим показателям к нижнекоровым породам [17]. В то же время по концентрации Ва, величине КЖЬ и главного геохимического коэффициента Fx(Li+Rb)/(Ba+Sr) [16] они сопоставимы с гранитоидами латитового ряда (табл. 7), которые многими исследователями рассматриваются как наиболее перспективные на комплексное оруденение и имеют мантийно-коровое происхождение [16].

Гранодиорит-порфир Гранит-порфир Гранит-порфир

Элементы Образцы

ВТ146/3 ВТ147/4 ВТ149/1

La 44 43 49

Ce 84 89 99

Pr 70,1 74,5 82,5

Nd 35 36 40

Sm 7,15 7,3 8,2

Eu 1,3 1,0 0,92

Gd 8,3 8,3 9,1

Tb 1,22 1,2 1,25

Dy 7,45 7,3 7,55

Ho 1,47 1,36 1,47

Er 4,46 4,06 4,29

Tm 0,63 0,56 0,62

Yb 4,18 3,54 4,24

Lu 0,63 0,53 0,67

Примечание. ИСП-МС-анализ выполнен под руководством О.В.Зарубиной в Институте геохимии СО РАН, г. Иркутск.

Гранитоиды рудного поля интенсивно обогащены В^ Sb, As, что присуще всем изученным гранитоидам хр. Полоусный [14] и, по мнению авторов данной статьи, обусловлено их высокими содержаниями в магмо-формирующих субстратах. Кроме того, породы грано-диоритового состава геохимически специализированы на Sn, Ag, гранитного - на А^ Аи, менее - на Sn, Си, Ж Содержания F и Li в тех и других близки кларкам. Как было показано, кристаллизация пород проходила в условиях умеренных значений активности кислорода и повышенной активности воды. Но активность галогенов, основных экстрагентов золота (НС1) и олова (ОТ) не достигала значений в продуктивных рудно-магматических системах [23]. К сожалению, нельзя оценить активность бора, концентрация которого в гра-нодиорит-порфирах вдвое, а в гранит-порфирах в 6 раз

6. Параметры тетрадного эффекта. По работе [21]

Образцы Порода Ce/Cet Pr/Prt TEj Tb/Tbt Dy/Dyt TE3 TEJ+3

ВТ146/3 Гранодиорит-порфир 0,975 1,152 1,060 1,028 0,949 0,988 1,023

ВТ147/4 Гранит-порфир 1,039 1,211 1,122 0,982 0,947 0,964 1,040

ВТ149/1 Гранит-порфир 1,023 1,200 1,107 1,020 0,944 0,981 1,042

Примечание. Се/Се(, Рг/Рг(, ТЪ/ТЪ(, Dy/Dyt - величины отклонений, рассчитанные по концентрациям первого и последнего членов, соответственно, первой и третьей тетрады; ТЕ1, ТЕ3 - рассчитанные эффекты первой и третьей тетрад; ТЕ1+3 - суммарный тетрад-эффект.

Рис. 4. Спайдер-диаграммы для магматическх пород Берендейского рудного поля, нормировано по работе [17]: 1 - гранодиорит-порфиры, 2 и 3 - гранит-порфиры

7. Средние содержания элементов-примесей в гранитоидах и метасоматитах Берендейского рудного поля

Порода

Элементы Гранодиориты и гранодиорит-порфиры, п=15 Граниты и гранит-порфиры, н=И Метасоматиты п=12 Граниты известково-щелочного ряда* Граниты латитового ряда*

Б 400 (0,7) 400 (0,5) 6000 800 800

Li 37 (14) 28 (0,8) 58 50 21

Rb 97 (0,8) 103 (0,6) 80 175 125

В 27 (2,2) 75 (6) 240

Sn 9,4 (4,9) 7 (2,3) 1160 6 5

W 3 (1,9) 7,6 (2,1) 15

Мо 1,1 (1,1) 1,2 (0,8) 1,2

ЫЬ 13 (0,6) 14 (0,7) 23

Та 2,1

As 73 (40,6) 29 (18,1) 5400

Си 28 (1) 36 (3,6) 1820

^п 167 (2,8) 91 (2,3) 150 51 70

РЬ 19 (1,3) 26 (1,4) 40 27 23

Sb 5 (25) 8,9 (44,5) 33

Bi 1,5 (150) 5 (500) 110

Ag 0,38 (6,8) 1,8 (47,4) 1,9

Аи, мг/т 2 (0,7) 12 (4,4) 1610

Ва 1722 (3,1) 1388 (1,9) 830 1700

Sr 295 (0,7) 149 (1) 330 700

Hf 7,1

Th 12

и 2,5

Сг 23,5 (1,1) 16 (2,9) 39

V 36 (0,4) 25 (0,7) 39

Ni 20 (1,2) 14,5 (4,2) 17

Со 9,1 (1,2) 3,6 (3,6) 7

У 35 (1) 29 (0,6) 51

юиь 263 324 190 280

Б х (Li+Rb)/(Sr+Ba) 26,6 28,9 155 50

Примечание. В скобках - кларк концентрации по [12]; * - по [13].

превышает кларк. Однако, судя по интенсивному развитию процессов турмалинизации в экзоконтактовых роговиках, она была значительной.

В метасоматитах скачкообразно возрастают концентрации летучих (Б и В) и рудных элементов (8п, Си, As, Аи), вплоть до промышленных содержаний (табл. 7). По данным геолого-поисковых работ и результатам проведённого штуфного опробования, максимальное содержание Аи - 5-7 г/т, 8п - 1%. Этот интенсивный привнос, учитывая низкие содержание и активность фтора при кристаллизации магматических пород рудного поля, вряд ли мог происходить из кристаллизующегося гранитоидного расплава, что заставляет предполагать внешний, вероятно, глубинный источник летучих компонентов. Что касается рудных элементов, они могли быть мобилизованы этими растворами из гранитоидных очагов, а могли и служить дополнительными источниками этих элементов, как это показано для Депутатского рудного поля [14].

В заключение отметим следующее. Размещение гра-нитоидов и оруденения Берендейского рудного поля контролируется долгоживущей системой тектонических нарушений, неоднократно подновлявшихся как в до-, так и в поздне- и постгранитодный периоды. Особенности химического состава позволяют отнести гранодиорит-порфиры и гранодиориты к 18-типу, более поздние гранит-порфиры и граниты - к промежуточному между 8- и А-типу (см. таблицы 3 и 7), имеющим преимущественно коровое происхождение. В то же время по концентрации Ва, отношению ЕЖЬ, величине главного геохимического коэффициента те и другие сопоставимы с гранитоидами латитово-го ряда, формирование которых происходит при ман-тийно-коровом взаимодействии [16]. Специфичны для коровых образований и рассмотренные выше составы биотитов, соответствующих по соотношениям желе-зистости-глинозёмистости и величине ОН/Б биотитам производных шошонитовых серий или гранитов А-ти-па, также имеющих мантийно-коровое происхождение. Это позволяет предположить, что формирование материнских расплавов в коровых субстратах происходило при взаимодействии с основными расплавами, на что также указывают состав реститовых ядер цирконов, обнаружение в гранит-порфирах реликтов магнезио-геденбергита и каннилоита. Генерация гранодиори-тового расплава имела место при давлении 900-1000 МПа, более позднего гранитного - 500-700 МПа. При этом последний, несмотря на формирование в более высоких горизонтах коры, имел более высокую температуру, что возможно только при поступлении дополнительного тепла на уровень магмогенерации. Предполагается, что оно происходило за счёт внедрения на уровень коры основного мантийного расплава. Следовательно, территория рудного поля, по сути, представляет проекцию долгоживущей горячей точки, результатом чего является двойственная специфика составов

гранитоидов, рост температур при генерации гранитного расплава, интенсивный поток рудоносных флюидов.

Породы гранодиоритового состава геохимически специализированы на 8п, Ag, гранитного - на Ag, Аи, менее на 8п, Си, W при околокларковых содержаниях Б и Li в тех и других. В принципе, с учётом сравнительно высокой активности воды и высокой водонасыщенно-сти и значительно превосходящих кларк концентраций бора в процессе эволюции гранитного расплава могли быть сформированы комплексные (Аи, Ag, 8п, Си) рудо-проявления с турмалиновыми парагенезисами, но низкая активность галогенов препятствовала образованию на этом этапе масштабного оруденения. В развитых по гранитоидам метасоматитах и вдоль зон тектонических нарушений, рассекающих как гранитоиды, так и терри-генные породы, установлен интенсивный привнос Б, В, 8п, Си, As, Аи (см. табл. 7). С учётом околокларковых содержаний фтора в гранитоидах приходится предполагать внешний, скорее всего, глубинный источник богатых фтором и бором флюидов, которые могли как мобилизовать рудные элементы из гранитоидных очагов, так и служить их дополнительными источниками. Следовательно, в данном случае основное оруденение рудного поля является постгранитоидным и обязано локализации поля в пределах зоны воздействия горячей точки (или мантийного диапиризма).

Исследование выполнено по плану НИР ИГАБМ СО РАН

СПИСОК ЛИТЕРАТУРЫ

1. Беляев Г.М., Рудник В.А. Формационно-генетические типы гранитоидов. - Л.: Недра, 1978.

2. Гоневчук В.Г. Оловоносные системы Дальнего Востока: магматизм и рудогенез. - Владивосток: Дальнаука, 2002.

3. Гусев А.И. Типизация гранитоидов на основе составов биотитов // Успехи современного естествознания. 2009. № 4. С. 54-57.

4. Гусев А.И., Гусев А.А. Тетрадный эффект фракционирования редкоземельных элементов и его использование в решении проблем петрологии гранитоидов // Успехи современного естествознания. 2011. № 5. С. 45-49.

5. Даценко В.М. Петрогеохимическая типизация гранитоидов юго-западного обрамления Сибирской платформы // Мат-лы Второго Всеросийского петрографического совещания. Т. 2. - Сывтывкар, 2000. С. 270-274.

6. Ермолов П.В., Изох А.Э., Владимиров А.Г. Гранат как индикатор условий гранитообразования в коре // ДАН СССР. 1979. Т. 246. № 1. С. 208-211.

7. Ефремов С.В. Редкометалльные гранитоиды Чукотки: геохимия, источники вещества, модели образования // Автореф. дис. ... д-ра геол.-минер. наук. - Иркутск, 2012.

8. Ефремов С.В., Козлов В.Д. Ультракалиевые базиты Центральной Чукотки и их роль в понимании генезиса оловоносных гранитоидов // Геология и Геофизика. 2007.Т. 48. № 2. С. 283-286.

9. Иванов М.С. Петрография даек рудного поля Берендей (Северо-Восток Якутии // Геология и минерально-сырьевые ресуры Северо-Востока Россиии: мат-лы VIII Всероссийской научно-практической конференции.

- Якутск: СВФУ, 2018. Т. II. С. 75-78.

10. Ляхович В.В. Акцессорные минералы горных пород.

- М.: Недра, 1979.

11. Некрасов И.Я. Геохимия олова и редких элементов Вер-хояно-Чукотский складчатой области. - М.: Наука, 1966.

12. Овчинников Л.Н. Прикладная геохимия. - М.: Недра, 1990.

13. Особенности изучения и геологического картирования коллизионных гранитоидов / В.М.Ненахов, В.В.Иванни-ков, Л.В.Кузнецов, Ю.Н.Стрик. - М.: Роскомнедра, 1992.

14. Петрогенетические особенности магматических пород Депутатского рудного поля / В.А.Трунилина, А.И.Зайцев, Ю.С.Орлов, А.И.Иванов // Отечественная геология. 2003. № 6. С. 34-41.

15. Самусин А.И. Государственная геологическая карта СССР масштаба 1:200 000. Серия Яно-Индигирская. Лист R-54-XXIX-XXX. Объяснительная записка. - М., 1979.

16. Таусон Л.В. Типизация магматитов и их потенциальная рудоносносность // 27-й МГК. Т. 9: Петрология. - М.: Наука, 1984. С. 221-228.

17. Тейлор С.Р., Мак-Леннан С.М. Континентальная кора, ее состав и эволюция. - М.: Мир, 1988.

18. Трошин Ю.П., Гребенщикова В.И., Антонов А.Ю. Летучие компоненты в биотитах и металлогеническая специализация интрузий // Минералогические критерии оценки рудоносности. - Л.: Наука, 1981. С. 73-83.

19. Флеров Б.Л. Оловорудные месторождения Яно-Колым-ской складчатой области. - Новосибирск: Наука, 1976.

20. Ясныгина Т.А., Рассказов С.В. Редкоземельные спектры с тетрад-эффектом: проявление в палеозойских гранито-идах окинской зоны Восточного Саяна // Геохимия. 2008. № 8. С. 877-889.

21. Boynton W. V. Cosmochemistry of the rare earth elements. Meteorite studies // Rare Earth element geochemistry. Development in geochemistry. - Amsterdam: Elsevier. 1984. Vol. 2. P. 63-114.

22. Brown G.G. A comment on the role of water in the partial fusion of crystal rocks // Earth and Planet. Sci. Lett. 1970. Vol. 9. P. 13-22.

23. Foerster H.J. Halogen Fugicities (HF, HCl) in Melts and Fluids. A. Surv. of Published Data. // Z. geol. Wissenschaft. 1990. Vol.18. P. 255-266.

24. Gerdes A., Worner G., Henk A. Post-collisional granite generation and HT-LP metamorphism by radiogenic heating: the Variscan South Bohemian Batholith // J.Geol. Soc. London. 2000. Vol. 157. P. 577-587.

25. Henry D.A., Guidotti Ch.V., Thompson J.A. The Ti-saturation surface for low-to-medium pressure metapelitic biotites: implication for geothermometry and Ti-substitution mechanismus // Amer. Miner. 2005. Vol. 90. P. 316-328.

26. Janousek V., Farrow C. M., Erban V. Interpretation of whole-rock geochemical data in igneous geochemistry: introducing Geochemical Data Toolkit (GCDkit) // Journal of Petrology. 2006. Vol. 47. P. 1255-1259.

27. Jung S., Pfander J.A. Source composition and melting temperatures of orogenic granitoids - constrains from CaO/Na2O, Al2O3/TiO2 and accessory mineral saturation thermometry // Europen Journal of Mineralogy. 2007. № 1. P. 5-40.

28. Parsons J., Brown W. Calometric and phase-diagram approaches to two-feldspat geothermometry: a critique // Amer. Mineral. 1985. Vol. 70. № 3-4. P. 356-361.

29. Pupin J.P. Zircon and Granite Petrology //Contrib. to Miner. and Petrol. 1980. Vol. 73. P. 207-220.

30. Rudilfi R., Renzolli A. Calcic ampiboles in calc-alkaline and alkaline magmas: thermobarometric and chemometric empirical equations valid up to 1130°C and 2,2 Gpa // Contrib. Miner. Petrol. 2012. Vol. 163. P. 877-895.

31. Shcheglov A.D. Tin deposits and the mantle // Global Tectonics and Metallogeny. 1991. Vol. 4. №. 1-2. P. 69-74.

32. TischendorfG., Palchen W. Zur klassification von Granitoides // Z. Geol. Wiss. Berlin, 1985. Bd. 13. Hf. 5. S. 615-627.

33. Watson E.B., Harrison T.M. Zircon saturation revisited: temperature and composition effects in a variety of crustal magma type // Earth and Planetary Science Letters. 1983. Vol. 64. P. 295-304.

34. Uchida E., Endo S., Makino M. Relationship between solidification depth of granitic rocks and formation of hydrothermal ore deposits // Resource Geology. 2007. Vol. 57. № 1. P. 47-56.

35. Wilson M. Igneous petrogenesis. - Unwin Hayman, London, 1989.

36. Wones D.R., Eugster H.P. Stability of biotite: experiment, theory and application // Amer. Mineral. 1985. № 9. P. 12281272.

37. Yavuz F. Win Pyrox: A Windows program for pyroxene calculation classification and thermobarometry // American Mineral. 2013. Vol. 98. P. 1338-1359.