Главная – Журналы – Геология и геофизика 2014 номер 2

Рассмотрены проявления внутриплитового магматизма и связанные с ним месторождения Сибирского континента за весь фанерозой. На основании данных по образованию постперовскита в недрах Земли около 2.5 млрд лет назад, а также данных по изотопии внутриплитовых пород океана, показано, что процессы тектоники плит и глубинной геодинамики начали широко проявляться на Земле около 2.0–2.5 млрд лет тому назад. При этом показана взаимосвязь формирования суперконтинентов и образования под ними в слое D″ крупных суперплюмов, которые разбивают суперконтинент. Таким образом, устанавливаются в истории Земли суперконтинентальные - суперплюмовые циклы продолжительностью около 700 млн лет. В пределах Сибири установлены проявления внутриплитового магматизма практически в течение всего фанерозоя. Ранее были доказаны параметры абсолютного дрейфа Сибири с 570 до 160 млн лет в пределах Африканского горячего поля мантии, а именно в пределах мантийной провинции (LLSVP). За время фанерозоя четыре плюма, не считая суперплюма, разбившего континент Родиния 750 млн лет тому назад, взаимодействовали с Сибирским континентом. Суперплюм, разбивший суперконтинент Родиния, в составе которой находилась Сибирь, зародился в слое D″, и этот суперплюм определил формирование вдоль рифтовых зон, проявленных при расколе континента, месторождения ультраосновных интрузий с карбонатитами, несущими редкометалльные (Nb, Ta, РЗЭ) оруденения, а также ультраосновные-основные интрузии с Cu–Ni–Pt оруденением. Последний тип месторождений формируется при широком проявлении в связи с внутриплитовым магматизмом — траппов. Плюмы, образованные в другие временные циклы фанерозоя, очевидно, формировались в зоне перехода нижней-верхней мантии, где скапливаются стагнированные литосферные плиты, которые в процессе субдукции ответственны за образование зональных внутриплитовых образований. В центральных частях таких зональных носителей формируются под влиянием тепла, а также базальтового вулканизма крупные батолитообразные гранитоидные массивы, которые оконтуриваются рифтовыми зонами с широким проявлением интрузий, несущих редкометалльное оруденение, с такими ареалами проявлены также золотые, оловянные, полиметаллические и медно-порфировые месторождения. Приведенные исследования показали, что реставрацию истории формирования складчатых зон окаймляющих континентальные массы, и связанных с ними месторождений, а также строение и металлогению самих кратонов нужно проводить с использованием процессов, связанных с тектоникой плит и тектоникой плюмов.

Среднепалеозойское тектонотермальное событие на востоке Сибирского кратона наиболее полно реализовалось в области Вилюйского рифта в виде системы рифтовых впадин с их осадочно-вулканогенным наполнением (D_2–3–C₁) и протяженных дайковых поясов базитов на плечах рифта. Преобладающая часть базальтов сосредоточена в верхнедевонских отложениях. Их объем резко сокращается в нижнекарбоновых отложениях. В пределах Вилюйско-Мархинского дайкового роя (ВМР), обрамляющего рифт с северо-запада, наряду с дайками долеритов присутствуют Мирнинское и Накынское поля алмазоносных кимберлитов. Массовые внедрения базитов в форме даек и силлов предшествовали становлению кимберлитовых тел. В Мирнинском поле кимберлиты тр. Мир прорывают силл и дайку долеритов, а в Накынском поле, наоборот, кимберлиты тр. Нюрбинская интрудированы сложной дайкой долеритов - монцонит-порфиров. Таким образом, в данном случае кимберлиты оказываются внутри более длительного временного периода среднепалеозойского базальтового магматизма. В отличие от базальтов, находящихся в фаунистически охарактеризованных среднепалеозойских отложениях, абсолютный возраст долеритов ВМР остается неопределенным. В статье рассматриваются вероятные причины пространственно-временных отношений базитов и кимберлитов с позиций девонского плюм-литосферного взаимодействия, вариации их возраста, а также приводятся оригинальные данные ⁴⁰Ar/ ³⁹Ar определения возраста долерит-монцонит-порфировой дайки, прорывающей кимберлиты тр. Нюрбинская.

Общее направление эволюции позднепалеозойского гранитоидного магматизма Забайкалья выражается в возрастании щелочности последовательно формирующихся интрузивных комплексов: от доминирующих на ранней стадии высококалиевых известково-щелочных гранитов баргузинского комплекса (Ангаро-Витимский батолит), через переходные (от известково-щелочных к субщелочным) граниты и кварцевые сиениты промежуточной стадии (зазинский комплекс), к щелочным гранитоидам (раннекуналейский комплекс), завершающим позднепалеозойский этап магматизма. Этот общий эволюционный тренд осложняется одновременным развитием разнотипных гранитоидных комплексов, различающихся набором и геохимической спецификой пород. Указанные изменения состава сопровождаются уменьшением объемов гранитоидного магматизма во времени. Источником гранитоидов Ангаро-Витимского батолита были коровые метатерригенные протолиты, возможно, разного состава и возраста. Изотопный состав всех последующих гранитоидных комплексов указывает на их смешанное мантийно-коровое происхождение. Механизмы образования таких гранитоидов различны. В одних случаях доминирующим фактором было смешение мантийных и коровых магм, в других — фракционная кристаллизация гибридных расплавов, в третьих — фракционная кристаллизация непосредственно мантийных производных либо плавление метабазитовых источников при варьирующем, но в целом подчиненном вкладе коровых протолитов. Непосредственным геологическим свидетельством синхронности корового и мантийного магматизма являются синплутонические базитовые интрузии, комбинированные дайки и мафические включения, характерные для постбаргузинских гранитоидов. Геодинамическая обстановка позднепалеозойского этапа магматизма Байкальской складчатой области дискуссионна. В основном рассматриваются три возможных варианта: воздействие мантийного плюма, модель активной континентальной окраины и постколлизионно-рифтогенная модель. Последняя согласуется с отсутствием мафических пород в составе Ангаро-Витимского батолита, а также с постбаргузинским возрастом щелочных пород Витимской провинции.

Сравнительная характеристика геологических и изотопно-геохимических особенностей раннепалеозойских гранитоидов Прибайкалья (хр. Хамар-Дабан и о. Ольхон) показала, что они близки по возрасту и составу и относятся к синколлизионным образованиям S -типа, сформированным из сланцево-гнейсового субстрата хамардабанской и ольхонской метаморфических толщ. Локальное датирование ядер и оболочек цирконов (SHRIMP-II) показало, что хамардабанские гранитоиды формировались на покровно-надвиговом этапе коллизии, а шаранурские — на позднеколлизионном этапе сдвигового тектогенеза. Гранитоиды Солзанского массива (Хамар-Дабан) и шаранурского комплекса (о. Ольхон) проявлены в автохтонной и аллохтонной фациях и представлены преимущественно мигматитами, плагиогранитами, гранитогнейсами и K-Na гранитами. Среди магматических пород шаранурского комплекса выделены также субщелочные граносиениты и кварцевые сиениты, пространственно сближенные с K-Na гранитами. В северной части острова исследованы щелочные сиениты, которые могут иметь связь с Будунским массивом основных пород. Впервые на о. Ольхон (падь Ташкиней) выявлен геохимический тип пегматоидных редкометалльных гранитов с бериллиевой минерализацией. Они отличаются от Be-мусковитовых и сподуменовых пегматитов Хамар-Дабана высокими содержаниями Rb, Cs, Sn, Nb, Ta, W, но низким Li, что обусловлено, видимо, пониженным содержанием лития в протолите шаранурских бериллиевых редкометалльных гранитов (ольхонская толща) по сравнению с протолитом солзанских гранитоидов (корниловская свита). Это еще раз подчеркивает унаследованность состава протолита на всех этапах синколлизионного гранитообразования.

В результате геологических и геохимических исследований вулканического плато Хэвэн в Прихубсугульском ареале Южно-Байкальской вулканической области установлен раннесреднемиоценовый возраст его формирования в интервале 20.0–15.5 млн лет. В истории вулканического развития структуры выделены два этапа: первый — раннемиоценовый гавайит-трахибазальтовый и второй — среднемиоценовый базанитовый. Вещественный состав базальтоидов плато Хэвэн соответствует составам пород других вулканических ареалов южного фланга БРЗ и отличается от OIB повышенными концентрациями Ba, K, Pb и Sr. Определены PT–условия формирования базанитовых, гавайитовых и трахибазальтовых магм плато Хэвэн в диапазоне давлений 25–15 кбар и температур 1434–1358 °С. Показано, что образование исходных магм плато Хэвэн проходило на глубинах 74–41 км в астеносферной и литосферной мантии в условиях разогрева зоны магмогенерации на ~ 200 °C. Установлена направленность кристаллизации щелочно-базальтовых магм структуры. В условиях снижения давлений и температур процесс кристаллизации расплавов проходил с формированием на ликвидусе высокомагнезиальных оливинов и хромпикотитовых шпинелей и далее с последовательным образованием парагенезисов вкрапленников и субфенокристаллов Ol + Cpx, Ol + Cpx + TiMgt ± Pl, парагенезиса микролитов Cpx + TiMgt + Ilm + Pl и интерстиционных выделений щелочных алюмосиликатов Ne+Kfs в завершение. Выделены два этапа кристаллизации щелочно-базальтовых расплавов с отчетливой сменой направленности изменений химизма темноцветных минералов. Это связывается с достижением вначале мантийно-коровой области кристаллизации и затем малоглубинных условий вплоть до стадии излияния и литификации магм. Главными условиями формирования гавайит-трахибазальтового и базанитового ряда магм плато Хэвэн на различных этапах его магматического развития являлись глубина магмообразования и вариации степени плавления в области гранатсодержащей астеносферной и литосферной мантии, связанные с прогрессивной и регрессивной динамикой и фазовой неоднородностью плюма. Источниками щелочно-базальтовых магм плато Хэвэн было вещество мантии PREMA и EMI типа.

Приведены новые данные о геологической позиции, особенностях вещественного состава и изотопным характеристикам раннемеловых гранитоидов Самаркинского террейна Сихотэ-Алиня, сформированных в обстановке трансформной континентальной окраины. На основе обзора геолого-геохронологических данных показана принадлежность рассматриваемых гранитоидов к двум этапам магматической активности, отвечающим первой (готерив-баррем, 130–123 млн лет) и второй (альб-ранний сеноман, 110–98 млн лет) половине раннего мела. Гранитоиды первого этапа соответствуют «автономной» (без базитовых предшественников) унимодальной меланогранит-гранитной ассоциации, характеризуются нормальной щелочностью с преобладанием калия над натрием, низкими содержаниями кальция и повышенной глиноземистостью, соответствуя по составу гранитоидам S–типа, имеют модельные Nd возрасты около 1.3 млрд лет. Гранитоиды второго этапа характеризуются более широкими вариациями состава и разнообразием петрогеохимических типов. Они характеризуются широкими вариациями K/Na отношения и коэффициента глиноземистости в сравнении с гранитоидами первой половины раннего мела имеют более высокие концентрации кальция и, в ряде случаев, стронция, более низкие — фосфора. Составы гранитоидов второй половины раннего мела образуют непрерывный тренд от S– до I–гранитов. Модельные Nd возрасты гранитоидов не превышают 1.2 млрд лет. Сопоставление петрохимических, редкоэлементных и изотопных характеристик раннемеловых гранитоидов Самаркинского террейна, слагающих его пород верхней коры (песчаники и алевролиты турбидитового матрикса юрской аккреционной призмы и базальты из включений в нем) и синхронных габброидов показало, что на ранней стадии существования трансформной окраины (готерив-баррем) формирование калиевых гранитоидов S–типа происходило за счет анатексиса осадочных пород верхней коры. На более позднем (альб-раннесеноманском) этапе внедрение мантийных магм привело к повышению температуры в низах коры, что обусловило более активный анатексис, вовлечение в процессы гранитообразования более «тугоплавких» субстратов (океанические базальты) и взаимодействие мантийных и коровых магм и привело, в конечном итоге, к формированию широкого спектра гранитоидов.

Проведен анализ геодинамических условий формирования крупных полей сподуменовых пегматитов с литиевыми и комплексными (Li, Cs, Ta, Be, Sn) месторождениями редких металлов в пределах Центрально-Азиатского складчатого пояса. Для большинства изученных полей установлен значительный временной разрыв (от первых десятков до сотен миллионов лет) между сподуменовыми пегматитами и обычно считающимися материнскими гранитами, с которыми они пространственно ассоциируют, что указывает на целесообразность выделения самостоятельного пегматитового этапа в истории магматизма ряда пегматитоносных структур Центральной Азии. Во временном интервале от докембрия до позднего мезозоя установлена тесная связь крупных полей сподуменовых пегматитов с обстановками растяжения континентальной литосферы, которые проявляются либо в виде зон долгоживущих глубинных разломов, ограничивающих троговые (рифтогенные) структуры, подвергшиеся процессам тектономагматической активизации, либо в виде постколлизионных зон сдвигово-раздвиговых деформаций. Таким образом, крупные поля сподуменовых пегматитов могут служить индикатором обстановок растяжения континентальной литосферы. Важным благоприятным фактором для образования редкометалльных пегматитов является то, что объединяет обстановки коллизионных зон и континентальных рифтов, а именно наличие достаточно мощной зрелой коры, рассекаемой глубокопроникающими (вплоть до верхней мантии) длительно действующими разломными зонами, облегчающими воздействие глубинных источников энергии и вещества на коровые очаги гранито- и пегматитообразования.

Предметом сообщения являются минералого–геохимические особенности месторождений благородных металлов и прежде всего золота орогенных поясов Фенноскандии, Сибири и северо–востока Азии. Эти месторождения подразделяются на золотой (золото–сульфидно–вкрапленный и золото–кварцевый), золото–висмутовый, золото–серебряный, золото–сурьмяный, серебро–сурьмяный, золото–сурьмяно–ртутный и серебро–ртутный типы. Все они формировались в разнообразных геодинамических обстановках в результате активного движения коровых тектонических блоков разной природы. При этом результатом субдукционных процессов (как фронтальных, так и тыловых частей окраинно–континентальных и островодужных магматических дуг) являются Au–Ag, Ag–Sb, Ag–Hg, Au–Sb–Hg, Au–Bi месторождения. Коллизионные же события вызвали образование собственно золотых и Au–Bi объектов, а внутриплитный континентальный рифтогенез и формирование орогенных поясов вдоль границ скольжения блоков (плит) сопровождались формированием собственно золотых и Au–Bi руд в комбинации с Au–Ag, Au–Sb–Hg и комплексными рудами. Во всех случаях процессы формирования благороднометалльной минерализации сопровождаются проявлениями разнотипного магматизма и метаморфизма. В силу такого разнообразия на генезис благороднометалльного оруденения нет каких-либо общепринятых взглядов, и конкурируют несколько гипотез, которые можно назвать как гидротермально-метаморфическая, плутонометаморфическая, плутоническая, глубинных флюидных потоков и, наконец, многоступенчатого концентрирования при ведущей роли осадочных комплексов.

Представлены результаты исследования хромититов северной и южной пластин ильчирского офиолитового комплекса (Оспино–Китойский и Харанурский массивы). На основе новых и опубликованных данных рассмотрены черты сходства и различия рудных хромшпинелидов из хромититов северной и южной офиолитовых пластин, видовое разнообразие минералов ЭПГ и эволюция платинометалльной минерализации. Установлены новые, ранее неизвестные минералы ЭПГ в изученных хромититах. В хромититах северной пластины рудные хромшпинелиды представлены средне– и низкоглиноземистыми разновидностями. В хромититах южной пластины установлены только среднеглиноземистые хромшпинелиды. Минералы платиновой группы (МПГ) в хромититах южной пластины представлены твердыми растворами Os–Ir–Ru, сульфидами и сульфоарсенидами этих металлов. В хромититах северной пластины встречаются те же минералы ЭПГ, но, кроме того, установлена разнообразная Rh–Pt–Pd–содержащая минерализация: Pt–Ir–Ru–Os, изоферроплатина с примесью Ir и ламеллями Os–Ir–Ru состава; в участках измененных хромититов обнаружено большое разнообразие низкотемпературных вторичных МПГ: Pt–Cu, Pt–Pd–Cu, PdHg, Rh₂SnCu, RhNiAs, PtAs₂, PtSb₂. Описаны формы нахождения минералов ЭПГ, многофазные срастания. Охарактеризованы взаимоотношения между твердыми растворами Os–Ir–Ru, лауритом, ирарситом, микроструктурные особенности твердых растворов ирарсит–осарсит–руарсит. Обнаружены зональные кристаллы Os–Ir–Ru состава. В зональных кристаллах в зоне, отвечающей по составу Os_82-99, наблюдаются включения Ni₃S₂, маркирующие зоны роста кристалла. Предполагаются различные источники платинометалльной минерализации для хромититов северной и южной пластин. Выделены стадии минералообразования ЭПГ в хромититах Ильчирского офиолитового пояса. Включения Pt–Ir–Ru–Os и (Os, Ru)S₂ в твердых растворах Os–Ir–Ru могут представлять собой реликты МПГ, образовавшихся в примитивной мантии. В ходе процессов частичного плавления пород верхней мантии сингенетично образованию хромититов формировались Os–Ir–Ru и Pt–Fe твердые растворы. На позднемагматической стадии твердые растворы Os–Ir–Ru замещались сульфидами и сульфоарсенидами этих металлов. В ходе мантийного метасоматоза при воздействии восстановленных флюидов мантийного происхождения проходили процессы ремобилизации и переотложения ЭПГ с образованием минеральной ассоциации: гарутит (Ni,Fe,Ir), закаринит (RhNiAs), (Ir,Ni,Cu)S₃, Pt–Cu, Pt–Cu–Fe–Ni, Cu–Pt–Pd, Rh–Cu–Sn–Sb. Зональные кристаллы Os–Ir–Ru состава в хромититах северной пластины могут быть свидетельством возможности процессов растворения и переотложения первичных мантийных Os–Ir–Ru твердых растворов бисульфидными комплесами. Наиболее вероятно процессы ремобилизации ЭПГ происходили на этапе ранней серпентинизации при Т = 450–600 °С, P = 13–16 кбар. На корово–метаморфогенной стадии при тектонических перемещениях (обдукции) и смене восстановительных условий на окислительные происходит последовательное изменение хромшпинелида в феррихромит–хроммагнетит и активное участие метаморфогенного флюида, обогащенного коровыми компонентами. На этой стадии в условиях эпидот–амфиболитовой фации формируется ассоциация: орселит, маухерит, феррихромит, сперрилит. Ассоциация минералов платиновой группы отражает различные стадии образования и преобразования хромититов и вмещающих их пород дунит–гарцбургитового комплекса от примитивной мантии до корово–матаморфогенных процессов.

Методом статистических выборок аналитических данных для монокристаллов (СВАДМ) изучено распределение золота в 32 пробах пирита и единичных пробах других рудных минералов, отобранных на месторождениях разных генетических типов на территориях крупнейших золотоносных провинций России и Узбекистана. Установлены содержания равномерно распределенного золота и соотношения его структурной и поверхностно–связанной форм. С использованием диаграммы химических состояний золота в координатах Au–As показано, что в подавляющем большинстве случаев равномерно распределенное золото в пирите является химически связанным. На основе ранее полученных экспериментальных данных сделан вывод о том, что оно входит в структуру пирита и в структуры находящихся на поверхности кристаллов наноразмерных неавтономных фаз. Микро- и наночастицы элементного золота могут возникать при постростовых преобразованиях этих фаз. Данные по другим рудным минералам позволяют предположить, что зависимость содержания однородно распределенного золота от размера или удельной поверхности кристалла, приуроченность значительной его части к поверхности является общим свойством рудных минералов. Для пирита показано, что эти особенности в целом характерны для месторождений различных формационных типов, отличия проявляются только в крутизне и коэффициентах детерминации зависимостей. Размерные зависимости содержаний золота и других элементов в пирите имеют глубокий генетический смысл и позволяют выявлять особенности процессов рудообразования. Данные по структурной форме Au дают возможность делать сравнительные оценки содержаний золота в рудообразующих флюидах, формирующих золоторудные месторождения разного генезиса.

В соответствии с классификацией Л.В. Таусона на примере рудных объектов Забайкалья дается обзор разных типов эндогенных геохимических полей (ГХП) как основной компоненты геохимических методов поисков. Среди эндогенных геохимических полей выделяются геохимические поля рассеяния (ГПР), концентрирования (ГПК), выноса (ГПВ). По условиям образования они подразделяются на магматогенные (связанные с магматическими очагами), интрателлурические (связанные с деятельностью интрателлурических эманаций), гидротермально-метаморфогенные (вадозо-термальных растворов), метаморфогенные и осадочно-метаморфогенные. Магматогенные ГХП подразделяются на три группы: магматического, пневматолитового и гидротермального этапов. Установлен полигенный характер ГХП и их сопряженность с развитием рудно-магматических систем. Геохимические поля рудных районов, узлов, рудных полей и месторождений являются результатом поздне– и постмагматических процессов и включают также ГХП вмещающих пород, в том числе и претерпевших изменения на дорудном этапе развития природной системы. На рудных объектах ГХП являются интегральным выражением привноса и перераспределения элементов на протяжении всех стадий процесса рудообразования. Среди них выделяются ГХП слабого концентрирования (коэффициент контрастности КК, нормированный по фону, до 10), среднего (КК > 10–100) и интенсивного (КК >> 100). Интенсивность ГХП последовательно возрастает на иерархической ступени: вмещающая порода–предрудный метасоматит-синрудный гидротермалит–рудное тело–рудный столб. В целом на площадях рудных районов, узлов, полей и месторождений наблюдается пестрая картина ГХП рассеяния, концентрирования и выноса. На примере ряда золоторудных районов Забайкалья показаны особенности состава, строения, зонального распределения элементов в геохимических полях. Описываются разработанные новые подходы и методы исследования этих природных образований. Авторами пропагандируется переход от принятой оценки отдельного ореольного обособления к объемному изучению структуры эндогенных геохимических полей (включая ГПР, ГПК, ГПВ) рудных объектов и рудно-магматических систем в целом, что позволяет выйти на качественно новый уровень обобщения фактического материала и рассматривать эндогенные геохимические поля как целостную дифференцированную в пространстве и времени систему со своими особенностями и закономерностями внутреннего строения.