CC BY
32
УДК 551.732;553.634.12(571.63)
ВОЗНЕСЕНСКАЯ ГРАНИТ-РИОЛИТОВАЯ ФОРМАЦИЯ ПРИМОРЬЯ: ПРОБЛЕМЫ ГЕОЛОГИИ И МЕТАЛЛОГЕНИИ
С.Н. Кононец, М.Г. Валитов, Л. А. Изосов Тихоокеанский океанологический институт им. В.И. Ильичёва ДВО РАН, г. Владивосток
В статье описана позднекембрийская гранит-риолитоеая формация Вознесенского рудного района и отмечены проблемы, касающиеся возраста, строения и вещественного состава, входящих в неё покровных, экструзивных и интрузивных фаций. Подчёркивается, что время формирования данных магматических комплексов должно определяться не только с помощью изотопных датировок пород, но и в значительной мере опираться геологические данные. Построены геолого-геофизи-ческие модели глубинного строения Вознесенской вулканогенно-интрузивно-купольной структуры, представляющей собой сложно построенную магматическую колонну, в которой выделяются три зоны, сложенные (снизу) ордовикскими габброида-ми (1), гранитами (2) и позднекембрийскими гранитами (3). Выделены участки, перспективные в отношении редкометально-флюоритового оруденения, в том числе подэкранного типа.
Ключевые слова: формация, фация, вознесенские, гродековские и григорьевские граниты, вулканогенно-интрузивно-ку-польная структура, габброиды, риолиты, редкометально-флюоритовоео оруденение.
Введение
Вознесенская позднекембрийская гранит-риолитовая формация, выделенная как парагенетическая ассоциация пород, в соответствии с известными представлениями
Н.С. Шатского, Н.П. Хераскова, Ю.А. Кузнецова и Е.К. Устиева, развита в южной части Ханкайского массива Приморья. Она представляет собой вулкано-плуто-ническое сообщество [5], поскольку помимо супутинс-кой толщи риолитов, включает экструзивы кислого состава и массивы вознесенских гранитов [14] субвулка-нического типа (рис. 1-3).
Гранит-риолитовая формация распространена в основном в пределах Вознесенского террейна, к которому приурочен одноимённый рудный район с промышленной флюоритовой, оловянной, полиметаллической и редкометальной минерализацией. К востоку от него размещается Синегорский рудный район с многочисленными уран-сульфидными проявлениями. По данным Л. А.Изо-сова [7], оба названных рудных района контролируются многокольцевой Южно-Синегорской впадиной вулканотектонического типа (рис. 4).
Несмотря на высокую степень изученности входящих в состав формации плутонических (вознесенские граниты) и вулканических (супутинская свита) образований, существует ряд важных проблем, касающихся, прежде всего, их возраста, характера взаимоотношений, а также металлогенических особенностей.
В статье принята схема развития палеозойского магматизма, разработанная Л. А.Изосовым [5,6] в процессе проведения крупно- и среднемасштабных съёмок в Западном Приморье (1963-1985 гг.). Здесь выделяются следующие палеозойские магматические комплексы:
1) позднекембрийский (вознесенский) гранит-риолито-вый, 2) ордовикский (гродековский, шмаковский, снегу-ровский, анучинский) батолитовый (габбро-монцонит-диорит-сиенитовый и гранитоидный), 3) раннесилурий-
ско-раннедевонский базальт-андезит-риолитовый (с уль-трабазитовой ассоциацией), 4) позднедевонский базальт-андезитовый (лунзенский), 5) раннекарбоновый гранит-риолитовый (светлояровский), 6) раннекарбоновый габ-бро-сиенит-трахириолитовый (григорьевский, куйбышевский), 7) раннепермский риолит-андезитовй и 8) позднепермский базальт-андезит-риолитовый (с габбро-диорит-гранитовой ассоциацией).
Развиваемые нами представления о позднекембрийском возрасте вознесенских гранитов подтверждаются данными К. Сато с соавторами [20], ими определён позднеордовикский (450 млн лет; К-Аг) возраст флюори-товых руд и грейзенизированных гранитов, входящих в вознесенский магматический комплекс. Как будет показано ниже, многочисленными исследователями доказана генетическая связь редкометально-флюоритового оруденения с этими гранитами, однако следует иметь в виду, что рудоносные и пневматолитово-гидротермаль-ные процессы, в частности грейзенизация, проявляются вслед за становлением интрузивов. Таким образом, имеющиеся в нашем распоряжении [5,7] изотопные возрастные датировки вознесенских гранитов (455-500 млн лет) согласуются с вышеприведёнными данными. При этом не исключено, что время внедрения интрузий охватывает и какую-то часть ордовика.
История исследований
Впервые вопрос о наличии в Приморье нижнепалеозойских вулканитов был поставлен в 1975 г. Л. А. Изосо-вым, который в бассейне р. Новотроицкая (Цвангоудза) выделил средне-верхнекембрийскую? толщу риолитов, игнимбритов, туфов и туфолав кислого состава, ортофи-ров и песчаников, основываясь главным образом на полевых геологических наблюдениях. В дальнейшем позднекембрийский возраст риолитов был определен Ш> Бг методом - 512 ± млн лет [17].
Представления о раннепалеозойском возрасте Вознесенских гранитов, которые в свое время развивал известный приморский мета ллогенистЮ. Г. Иванов (1961 г.), опираются на следующие данные [5]:
1) их К-Аг возраст колеблется в пределах 420-480 млн лет, а В.И. Малышевым получены и более «древние» цифры - 455-500 млн лет, что соответствует ордовику и границе ордовика-кембрия;
2) массивы гранитов этого типа встречаются исключительно в ареалах развития нижнекембрийских толщ, которые они прорывают;
3) граниты, аналогичные вознесенским, в окрестностях с. Халкидон перекрываются конгломератами ордо-
Рис. 1. Структурно-формационная карта Вознесенского рудного района и прилегающих территорий и расчётные геолого-геофизические профили:
Формации: 1 - рифейско-раннекембрийская джеспилитовая (насыровская свита), 2 - раннекембрийская кремнисто-терригенно-карбо-натная формация (свиты: лузановская, даль-заводская, первомайская, березянская, новоярославская, волкушинская, коваленковская); 3-7 - позднекембрийская гранит-риолитовая: 3 - покровная фация (супутинская толща), 4 -жерловая фация (руины стратовулканов), 5-6 - экструзивная и субвулканическая фации (5 - массивы и дайки риолитов), 6 - некки (жерловины) риолитов; 7 - интрузивная фация (биотитовые и биотит-турмалиновые граниты); 8-9 - ордовикская батолитовая: 8 - габбро, 9 - граниты; 10-11 - ордовикско-силурийская молассоидная: 10 - даубихезская свита, 11 - реттиховская свита; 12 - средне-по-зднедевонская терригенная (вассиановская свита); 13-14 - позднедевонская терригенно-вулканогенная (лунзенская свита); 14 - жерловая фация (некки долеритов и диабазов); 15-16 - раннекаменноугольная гранит-риоли-товая формация: 15 - покровная фация (свет-лояровская толща), 16 - экструзивная и субвулканическая фации (массивы и дайки риолитов); 17 - раннекаменноугольная габбро-сиенит-трахириолитовая (массивы, дайки и некки): граниты (григорьевские, куйбышевские); 18 - неогеновая щёлочно-базальтоидная;
19 - разрывные нарушения установленные по данным: а - геолого-геофизическим (Центральный разлом), б - геоморфологическим;
20 - надвиги и взбросы: а - установленные (Н — Насыровский, Я - Ярославский), б -предполагаемые; 21 - геологические границы; 22 - месторождения и рудопроявления (В - Вознесенское, Л - Лагерное, О - Овражное, Пограничное, Н - Нагорное). Расчётные профили (1-1, П-П): 23 - дорифейский кристаллический фундамент, 24 - кайнозойские рыхлые отложения, 25- расчётные плотности пород (г/см3), принятые при моделировании, 26 - предполагаемые зоны грейзенизи-рованных и оруденелых Вознесенских гранитов, 27 - участки, перспективные в отношении флюоритового и редкометального оруденения
викско-силурийской даубихезской свиты.
М. Д. Рязанцевой в 1969 г. установлен факт прорывания супутинской толщи риолитов и их туфов с КЬ-8г возрастом 512±47 млн лет [17] гродековскими гранитами, относящимися к ордовику [11]. Л.А. Изосовым и М. А. Евлановой в конгломератах нижнесилурийской кор-донкинской свиты, содержащей руководящую для нижнего силура фауну найдены многочисленные гальки риолитов. Как известно, развитые в пределах Ханкайского массива фаунистически охарактеризованные нижние и нижне-среднекембрийские кремнисто-терригенно-кар-бонатные толщи амагматичны, а в докембрии установлены только сильно метаморфизованные кислые вулка-
ниты - порфироиды.
В 80-90-е гг. прошлого столетия появились схемы палеозойского магматизма Вознесенского рудного района, основанные главным образом на данных Ш)-8г, реже -К-Аг, датировок [3,15]. Характерно, что нередко в них слабо учитываются или просто игнорируются геологические данные, полученные ранее как самими авторами этих публикаций, так и другими многочисленными исследователями. В данном случае явно просматривается желание обновить существующие представления, хотя зачастую серьёзных оснований для этого нет, поскольку полевых работ, кроме отбора проб на Шэ-8г и силикатный анализы, не проводилось. Однако если учесть имеющие место факты привноса в породы и выноса из них 8г гидротермальными растворами, на что указывают сами названные авторы, то становится очевидным необходимость корректировки возраста магма-титов, полученных на основе геохимических исследований, данными прямых геологических наблюдений.
По данным М.Г. Руб (1988 г.), в этом районе выделяются комплексы: 1) раннепалеозойский габбро-пироксе-нитовый, 2) ранне-среднепалеозойский гранитный Вознесенский, 3) среднепалеозойский диорит-монцонит-сиенитовый («гибридные породы»), 4) среднепалеозойский гранитный гродековский, 5) позднепалеозойский гранитный григорьевский. При этом для биотитовых и протолитионитовых гранитов Вознесенского комплекса абсолютный возраст составляет 474-464 млн лет (К-Аг). Если учитывать приведённую нами схему то последовательность этапов магматизма здесь в общем выдерживается. Однако вызывает серьёзное возражение выделение отдельного габбро-пироксенитового комплекса. Дело в том, что габброиды со шлирами пироксени-тов ранее М.Г. Руб [14] на основании многолетнего детального их изучения рассматривались в составе единой серии «гибридных пород», для которой подчёркивалось наличие фациальных переходов между магматита-ми различного состава и их тесная петрохимическая общность. Таким образом, новые представления М.Г. Руб противоречат её же данным, и выделение этого комплекса, на наш взгляд, проведено некорректно.
Рис. 2. Плотностная модель по профилю I
Эта схема принята за основу М. Д. Рязанцевой с соавторами [15] и с рядом поправок представлена в следующем виде (Ш)-8г датировки в млн лет): 1) кембрийский габброидный комплекс (559±87); 2) ордовикский вознесенский комплекс биотитовых и протолитионитовых гранитов (452-441); 3) силурийский диорит-мон-цонитовый и гродековский гранитный (415-411); 4) девонский гранитный григорьевский и дайковый базито-вый (396±7). На первый взгляд, эта схема достаточно обоснована, но эта обоснованность - довольно иллюзорная. Ведь в данном случае «опущены» геологические данные, которые свидетельствуют об условности и формальности датировки возраста пород (см. приведённую нами схему).
Так, налицо явное омоложение возраста пород 2-го и 3-го комплекса. Зададимся вопросами: 1) как попали гальки среднепалеозойских (или силурийских) гродеков-ских гранитов в нижнесилурийскую кордонкинскую свиту? 2) как эти же граниты с абсолютными возрастами (415-411 млн лет) могут прорывать толщу риолитов, с абсолютным возрастом 379±56 млн лет [3]. Очевидно, что в этих случаях изотопные датировки возраста пород являются несостоятельными.
Возраст 1-го габброиднош комплекса, напротив, возможно, удревнён: если из 559 млн лет вычесть 87 млн лет, то получим 472 млн лет (ордовик) - т.е., он может представлять 1-ю фазу гродековского комплекса, как это и предполагается нами. Как в своё время считала М.Г. Руб [14], «гибридные породы», в состав которых, по её представлениям, входил и этот комплекс, образовались за счёт переработки известняков гранитами. Поскольку эти известняки нижнекембрийские, то предположение об удревнении возраста габброидов вполне логично. Что касается григорьевских гранитов, не исключено, что они представляют корневую фацию нижнекаменноугольных покровов риолитов, широко распространённых в Южном Приморье [6].
С небольшими отличиями данная схема использована и в статье [3]: 1) для силурийского комплекса приводятся такие цифры Шэ-8г датировок возраста пород (млн лет) - 415±48 (диорит-монцониты) и 411±14 (гро-
Рис. 3. Плотностная модель по профилю II
Рис. 4. Cxe.ua вулкано-тектонических структур северной части Южно-Синегорской впадины и характер размещения проявлений рудной и нерудной минерализации в Вознесенском (ВРР) и Синегорском (СРР) рудных районах.
Рудная минерализация: 1 - урановые месторождения, 2 -крупные рудопроявления и аномалии радиоактивности, 3 -мелкие рудопроявления, 4 - пункты минерализации, редкоме-тально-флюоритовые проявления: 5 - месторождения, 6 - рудопроявления; 7 - главные разломы: а - установленные, б -выделенные по геолого-геоморфологическим данным; вулка-но-тектонические депрессии: М - Монастырищинская, Г -Грибнинская, Л - Ляличинская, Т - Тихорецкая, Ч - Черниговская, ВС - Верхнесинегорская; вулканогенно-интрузивно-купольные поднятия: В - Вознесенское, Е - Еловое, УМ - Усть-Медведицкое, К - Куйбышевское
дековские граниты); 2) для покровных риолитов Малоярославского (Дальзаводского) вулкана получена цифра 379±56; 3) определён возраст предрудных даек керсантитов (422±16), спессартитов (395±20) и биотит-каль-цитовых пикродолеритов (400), обозначенный нами выше как пограничный. Обратим внимание на следующий момент: если это предрудные дайки, то их возраст должен быть, как минимум, позднекембрийский, поскольку основная масса рудных тел в районе генетически связана с Вознесенскими гранитами [10]. С другой стороны, судя по данным И.Н. Говорова с соавторами, на Пограничном месторождении в скв. 287, пробуренной в массиве биотит-протолитионитовых гранитов, вскрыта дайка пикродолеритов, секущая кварц-топазо-вые грейзены и содержащая ксенолиты мусковит-квар-цевого грейзена с незначительной примесью топаза и флюорита. Как известно, в Вознесенском районе процессы грейзенизации тесно связаны с рудообразовани-ем. Таким образом, скорее всего, эти дайки являются по-струдными. Ранее мы предположили, что они представ-
ляют раннесилурийский базит-гипербазитовый подкомплекс, выступающий в Западном Приморье.
Фактический материал Глубинное строение района
На отдешифрированных Л. А. Изосовым космических снимках Вознесенского района чётко выделяются многочисленные кольцевые структуры различной иерархии, фиксирующие, вероятно, сложные магматические комплексы центрального типа (рис. 5). В самом деле, по данным гравиразведки [12], интрузивы вознесенских гранитов сопровождаются локальными малоглубинными куполами, штоками и дайками, которые в ряде случаев заверены бурением. Исходя из конфигурации отрицательных гравиметрических аномалий в центре Вознесенского района, можно предположить, что здесь сохранились фрагменты кольцевого гранитного интрузива трещинного типа. Выходящие на поверхность гранитные массивы имеют значительную вертикальную мощность (0,8-1,6 км) и на глубине сливаются в крупный кольцевой плутон. Он внедрился в наиболее проницаемые периферические зоны Вознесенского вулканогенно-интрузивного купола, представляющего элементарную очаговую структуру с концентрически-зональным характером размещения позднекембрийских, ордовикских и позднепалеозойских магматических тел [4, 5, 9].
Новые данные по глубинному строению Вознесенской в\ л ка но гс н но - и нтруз и в но- ку по л ь но й структуры и позднекембрийской гранит-риолитовой формации получены нами с помощью двух расчётных гравиметрических разрезов (рис. 1-3), которые являются фрагментами региональных профилей (рис. 4) [8]. Вдоль них было проведено структурно-плотностное моделирование земной коры, опирающееся на многочисленные петрофизичес-кие данные. В геофизический комплекс вошли данные площадной гравиметрии масштаба 1:50 000-1 000 000, магнитометрии и глубинного сейсмического зондирования. Моделирование выполнялось в диалоговом режиме посредством решения прямой двумерной задачи гравиметрии и оценки расхождения наблюденного и расчетного полей. В качестве программного обеспечения использовались разработки лаборатории гравиметрии ТОЙ ДВО РАН, в основу которых положен алгоритм вычисления гравитационного эффекта от двумерных тел, поперечное сечение которых аппроксимируется многоугольником с градиентной плотностью. В качестве опорных данных для моделирования верхней части коры использовалась информация, полученная вдоль профиля ГСЗ пос. Зарубино - пос. Кировский [2].
Расчёт моделей выполнялся поэтапно: на первом этапе был построен разрез, пересекающий в северо-запад-ном направлении Вознесенское вулканогенно-интрузивно-купольное поднятие (профиль I), и были получены основные данные о глубинном строении этой структуры [8]. Общая мощность коры для рассматриваемого района составляет около 33 км. В ее составе выделяются три плот-ностных комплекса (снизу): 1) «базальтовый» субстрат (плотность 2,85-3,05 г/см3) мощностью 17 км, 2) мета-морфиты дорифейскош возраста, слагающие кристаллический фундамент (плотность 2,70-2,80 г/см3) мощнос-
тью 13-14 км, 3) палеозойские интрузивные образования и осадочно-вулканогенные отложения (плотность 2,57-2,70 г/см3), где нижний кембрий имеет мощность 4-5 км, а также кайнозойские осадочные отложения (плотность 2,00-2,40 г/см3) незначительной мощности.
На втором этапе основное внимание было уделено верхней части земной коры Вознесенского рудного района и рассчитан разрез субширотного простирания (рис. 1, профиль II), который был увязан с профилем глубинного сейсмического зондирования, пересекающим профиль II у пикета 36.
Представление о глубинном строении этой территории даёт карта локальных аномалий силы тяжести, полученная вычитанием из наблюдаемых аномалий Буге, поля на высоте 15 км (В.К. Клюевым, 1981 г.). Площадь Вознесенского рудного района охватывает гравитационный максимум интенсивностью 10 мГл, обтекаемый с запада минимумом, совпадающим с выходами гродеков-ских и григорьевских гранитов, вертикальная мощность которых не превышает 2 и 5 км соответственно.
Гравитационный максимум обусловлен расположенным на глубине 4-5 км массивом ордовикских габброи-дов (плотность 2,85 г/см3). Кроме того, общий повышенный фон гравитационного поля обусловлен здесь раннекембрийской кремнисто-терригенно-карбонатной толщей, имеющей повышенную средневзвешенную плотность (2,68 г/см3).
На фоне положительного наблюдённого гравитационного поля в юго-восточной части района отмечается общее понижение интенсивности гравитационных аномалий. Имеющиеся здесь локальные минимумы силы тяжести совпадают с выходами массивов вознесенских гранитов (Абрамовского и Ярославского), кровля которых, вероятно, погружается в северо-западном направлении. На глубине 500-700 м массивы гранитов соединяются в единый интрузивный ареал [9, 12].
Далее охарактеризуем основные элементы построенных нами моделей верхней части земной коры (рис. 1-
3). Профиль I (СЗ-ЮВ). В южной части понижение интенсивности поля силы тяжести вызвано массивом григорьевских гранитов и позднекембрийскими агломера-товыми туфами жерловой фации. В центре Вознесенского рудного района граниты Вознесенского типа распространяются от глубины 500 м до 2 км; ниже, до глубины 3,5 км, развиты гродековские граниты. Локальные максимумы гравитационного поля фиксируют близпо-верхностные массивы ордовикских габброидов. В то же время общий «двугорбый» гравитационный максимум отражает здесь глубинный интрузивный массив основного состава, подошва которого залегает на глубине около 5 км. Гродековский массив и раннекембрийская крем-нисто-терригенно-карбонатная формация граничат по тектоническому нарушению.
Профиль II (ЗЮЗ-ВСВ) в юго-западной части пересекает Григорьевский массив, вертикальная мощность которого составляет 5 км и который по крутопадающему разлому граничит с раннекембрийской кремнисто-терригенно-вулканогенной формацией. В центральной части профиля выходы ордовикских габброидов смеще-
20 км
Рис. 5. Схема дешифрирования мелкомасштабного космического снимка (Google Maps) южной части Приханкайского района
ны от максимума поля силы тяжести на расстояние 1,5-2 км, что объясняется надвиговыми перемещениями. Небольшие выступы габброидов на глубине ограничивают с запада и востока массив вознесенских гранитов, выходящий в ядре вулканогенно-интрузивно-купольной структуры. Локальное повышение интенсивности гравитационного поля над апикальной частью данного массива, на наш взгляд, связано с грейзенизированными и оруденелыми Вознесенскими гранитами. В районе пикета 30 вулканогенно-интрузивный купол по крутопадающему разлому граничит с Монастыршцинской вулка-но-тектонической депрессией [7], выполненной позднедевонской терригенно-вулканогенной и раннекаменноугольной гранит-риолитовой формациями общей мощностью 2,5 км. На фон гравитационного поля в данном случае оказывают сильное влияние высокоплотные (2,78 г/см3) диабазы лунзенской свиты, залегающие в основании вулканогенного разреза.
Таким образом, Вознесенское вулканогенно-интрузивно-купольное поднятие представляет собой сложно построенную магматическую колонну, в которой выделяются три зоны, сложенные (снизу): ордовикскими габ-броидами (1), гранитами (2) и позднекембрийскими гранитами (3). Следует отметить, что общее понижение интенсивности гравитационного поля в Вознесенском рудном районе, по-видимому, связывается не только с выходами вознесенских гранитов (плотность - 2,57-2,58 г/см3), но и с гродековскими гранитами, имеющими более широкое распространение на глубине и более низкую плотность (2,55-2,56 г/см3).
Строение гранит-риолитовой формации Покровная фация Верхнекембрийская супутинская толща кислых вулканитов с резким угловым несогласием залегает на нижнекембрийских карбонатно-терригенных лузановской и
дальзаводской свитах, с размывом перекрывается тер-ригенной вассиановской и люторгской свитами средне-го-верхнего девона и без видимого несогласия - нижнедевонской толщей риолитов и их туфов.
К изложенному следует добавить, что эта толща в районе с. Благодатное, по данным М. Д. Рязанцевой, испытала мощное контактовое воздействие - вплоть до гранитизации - со стороны массива гродековских гранитов ордовикского возраста. Сведения о прорывании гродековс-кими гранитами «толщи кварцевых порфиров и их туфов» приводятся также в работе В.П. Котляра и В.И. Малиновского, изучавших в 1940 г. вещественный состав Ворошиловского, Сергеевского и Ипполитовского железорудных месторождений Приханкайского района [18].
Супутинская толща имеет корневые зоны, представленные трещинными интрузивами гранитов Вознесенского типа, то есть образует вместе с последними вулкано-плутоническую ассоциацию [5]. В Вознесенском районе ещё в 60-е годы прошлого столетия в бассейне р. Абрамовка (Чихеза) выделялся [18] «покров кварцевых порфиров и их лавобрекчий, несогласно перекрывающий сложенную в складки нижнепалеозойскую толщу» (с. 30). При этом отмечалось, что на север от него вдоль восточной границы Гродековского гранитного массива, на расстоянии 10 км прослеживается мощная (200-500 м) ветвящаяся дайка гранит-порфиров. Эта дайка постепенно переходит в вулканический покров. Она и рассматривалась М. А. Фаворской с соавторами [18] как корень излияния. Очень важно то, что тогда был установлен факт прорывания гродековскими биотитовы-ми гранитами названных гранит-порфиров. Позднее нами в этом месте была описана Дальзаводская вулканическая постройка, а покров кварцевых порфиров отнесён к супутинской толще [5].
В Вознесенском районе верхнекембрийские вулканические покровы (600 м) сложены чередующимися пестроцветными риолитами, трахириодацитами, их туфола-вами и туфами. В окрестностях с. Малая Ярославка они образуют полигенный стратовулкан Дальзаводской (4x4 км), жерловина которого диаметром 1,6 км выполнена риолитами и окружена ареалом агломератовых туфов и ксенотуфов.
Экструзивная фация
Позднекембрийские экструзивы сложены риолитами с круто поставленной или веерообразной флюидально-стью, которые часто развиты среди покровных образований. Тела вулканитов, прорывающих нижний кембрий, вероятно, представляют корни экструзивов, либо субвулканы, то есть, в последнем случае магматический очаг не соединялся с поверхностью. Один из крупных (3x5 км) позднекембрийских экструзивов выступает в виде сопки в окрестностях с. Ляличи. Он имеет эллипсоидальную форму, разломные ограничения и, по данным В. А. Кретова(1967 г.), фиксируется полями вторичных кварцитов, пирофиллитов, диккитов, алунитов и се-рицитизированных пород [13]. Примечательно, что Ля-личинский экструзив имеет вскрытую эрозией корневую зону, которая представлена расположенным на его севе-ро-западном продолжении Чапаевским массивом Вознесенских гранитов.
Фация субвулканических интрузий Субвулканические граниты еознесенского типа слагают небольшие по площади (от 0,5 км2 до 12-15 км2) массивы трещинного типа - Вознесенский, Абрамовский (Чихезский), Первомайский и др., преимущественно северо-западного простирания, залегающие согласно складчатым структурам в нижнекембрийских отложениях; контакты их обычно круто (50-70°) наклонены на юго-запад. Однако следует обратить внимание на разворот этих структур в меридиональном и затем северо-восточном направлении в западной части Вознесенского района. Это подчёркивает вулканогенно-интрузивно-купольную природу данного глубинного магматического массива.
Среди субвулканических гранитов преобладают суб-щелочные турмалинсодержащие биотитовые разности со среднезернистой структурой, которые связаны постепенными переходами с аляскитами, слагающими небольшие участки, и с гранит-порфирами, наблюдающимися по периферии массивов.
По представлениям М.Г. Руб [18], вознесенские граниты вместе с гибридными породами и гродековскими гранитами являются производными единого медленно эволюционирующего глубинного магматического бассейна. Об этом свидетельствуют такие важные петрохи-мические особенности, как высокое содержание калия и наличие ряда общих акцессорных элементов - Ве, Ъх. ва, Б, 8п и др. Формирование интрузий вознесенских гранитов происходило на небольшой глубине - в массивах отмечается зональное строение, присутствуют порфировидные породы и пегматиты, а также иногда устанавливаются постепенные переходы от гранитов к гранит-порфирам, порфировым риолитам и фельзориоли-там, о чём писал в своё время М.П.Материков [10].
Пространственные связи покровных, экструзивных и интрузивных фаций позднекембрийского магматического комплекса особенно четко выявляются в Дальзаводской вулканической постройке, по периферии которой обнажаются гранитоиды Вознесенского типа, слагающие небольшие штоки [5]. В западной части вулканического покрова установлена жерловина, выполненная риолитами и гранитами, которая, судя по характеру гравитационного поля, прослеживается на глубину и имеет воронкообразную форму.
Формационная принадлежность позднекембрийских магматитов (по петрохимическим данным)
Общими чертами химизма гранит-риолитовой формации являются следующие: породы, относящиеся к ряду нормальной щелочности, чрезвычайно насыщены кремнезёмом, и на петрохимической диаграмме щёлочи-кремнезём их фигуративные точки целиком расположены в поле риолитов. Граниты Вознесенского типа и кислые вулканиты супутинской толщи обладают однотипной геохимической специализацией: 1) они отличаются повышенными концентрациями 1л и Ве (сотые доли %), 8п (до 10 г/т), Ав (до 10 г/т) и Б; 2) содержания элементов «мантийной» группы (V, №, Сг, Со), а также Си, Тк ве и Се в породах редко достигают их кларков. Низкие содержания элементов «мантийной» группы и
высокие - литофильной в породах данной формации указывают на их внутрикоровый генезис. Установленные нами [5] формационные связи позднекембрийских плутонических и вулканических пород находят подтверждение в работе Руб М.Г. [19], в которой показано, что вознесенские биотитовые граниты и лейкограниты входят в состав специфической сильно фракционированной серии 1л-Г кислой магмы, включающей топазовые граниты и риолиты (онгониты).
Формационную принадлежность позднекембрийских магматитов и соответствующие их петрогеохимическим параметрам геодинамические условия формирования в общих чертах можно оценить посредством метода главных компонентов, используя для этого набор стандартов, для которых достоверно известно время и условия формирования, а петрогеохимическая характеристика слагающих их магматитов наиболее приближена к соответствующим параметрам пород исследуемой формации.
Наиболее близкими аналогами для пород позднекембрийской ассоциации являются формации риолитовая и литий-фтористых гранитоидов зон активизации платформ: соответствующие им стандарты насыщают поле рассеяния образцов исследованной позднекембрийской формации. Использованные одновременно с ними стандарты внутриплитнош трахит-фонолитового океанического комплекса показывают существенное отличие исследованных образцов от океанических формационных типов, преимущественно благодаря более высоким содержаниям железа и кальция и, соответственно, более низкой кремнекислотности последних.
Металлогенические особенности позднекембрийской гранит-риолитовой формации
Благодаря исследованиям Е.А. Радкевич [13], которые не потеряли своего значения и в настоящее время, были определены тектонические позиции различных типов оруденения Тихоокеанского рудного пояса и установлена его металлогеническая зональность; при этом в Приморье были выделены и типизированы главные рудные районы.
Позднекембрийская гранит-риолитовая формация представляет собой рудоносное образование: с ней связаны мощные залежи флюорита, жилы и зоны грейзе-нов с касситеритом, вольфрамитом, бериллиевыми и тантал-ниобиевыми минералами. Основные критерии этой связи (генетические и пространственные), в частности с Вознесенскими гранитными интрузиями, богатыми 8п, Б, Ве, и другими компонентами рудных тел, сформулировали еще в 50-е гг. прошлого века М.П. Материков, М.Г. Руб, Е.А. Радкевич, Ю.Г. Иванов, Э.И. Шкурю, М. Д. Рязанцева.
Поле развития данной формации представляет собой Вознесенский рудный район, в геохимическом отношении представляющий собой (по И.Н. Говорову) олово-флюоритовый тип, уникальный по масштабам проявления редкометально-флюоритовой минерализации. Наиболее крупное месторождение этого района - Вознесен-ское было открыто и разведано М.П. Материковым, который установил ранее неизвестные для промышленности генетические и минералогические типы руд - слю-дисто-флюоритовые.
М.П. Материков выделил в районе три этапа рудооб-разования, разделенные внедрением даек основного и среднего состава: 1) касситерит-кварцевый с топазовыми грейзенами и скарнами, 2) флюоритовый и флюорит-оловянный с турмалином, 3) железисто-кремнистый жильный с оловянной и цинковой минерализацией.
По данным Ю.Г. Иванова (1954-1959 гг.) все месторождения Вознесенского района составляют единый рудный комплекс, который сформировался в процессе становления позднебайкальских интрузий в два этапа:
1) грейзены, слюдисто-флюоритовые руды, касситерит-кварцевые и контактово-метасоматические железные руды; 2) касситерит-турмалин-флюоритовые, сульфид-но-турмалин-флюоритовые и свинцово-цинковые руды. Об общности источника этих этапов оруденения свидетельствует пространственная совмещенность и геохимическое родство руд.
Е.А. Радкевич [13] указала на различие руд Вознесенского района по составу главных минерализаторов, что объясняется, по её мнению, длительным процессом развития оруденения и существованием обособленных магматических очагов. То есть, разнообразные месторождения, представляющие здесь, несомненно, единый генетический ряд, связанный с гранитами, формировались не одновременно, причём некоторые из них являются многофазными.
И.Н. Говоров, изучавший слюдисто-флюоритовые руды, указал на их сингенетичность с топазовыми грейзенами и поэтому рассматривал первые как десилици-рованные грейзены, образовавшиеся по известнякам. Такие руды представляют собой апоскарновые грейзены, промежуточные между нормальными грейзенами и скарнами.
Промышленная флюоритовая минерализация Вознесенского района относится к редкометально-флюорито-вой рудной формации со слюдисто-флюоритовым, то-паз-флюоритовым и касситерит-турмалин-флюоритовым типами руд [16]. Основными особенностями данной рудной формации являются: 1) локализация в карбонатных породах метасоматических залежей и прожилковых зон,
2) развитие во вмещающих породах процессов грейзе-низации, скарнирования, микроклинизации, альбитиза-ции и турмалинизации; 3) генетическая и парагенети-ческая связь руд с лейкогранитами повышенной щелочности, часто отвечающим литий-фтористому типу.
Развитие рудного процесса [16] происходило в течение четырех этапов: 1) додайковый - внедрение Вознесенских гранитов, автометасоматическая альбитизация, микроклинизация, скарнирование; 2) ранний рудный (редкометально-флюоритовый) - внедрение даек диабазов; 3) средний рудный (сульфидно-касситеритовый) -внедрение даек диоритовых порфиритов; 4) поздний рудный (сульфидный) - внедрение даек диоритовых порфиритов вдоль даек ранних фаз.
Как полагают Д.В. Андросов и В.В. Раткин [1], развитые в районе сульфидные промышленные руды, являются не самыми поздними, а более ранними образованиями по сравнению с флюоритовыми залежами грей-зеновой природы, и представляют собой цинково-кол-чеданный тип. На наш взгляд, такой вывод является в
значительной мере дискуссионным и требует веского обоснования, поскольку ему противоречит доказанная связь сульфидного оруденения с позднекембрийскими субвулканическими массивами риолитов.
Полученные нами ранее данные о комагматичности гранитоидов Вознесенского типа и верхнекембрийских покровов кислых вулканитов позволяют с новых позиций оценить перспективы Вознесенского рудного района [5]. Так, в пределы площадей, рекомендуемых под постановку поисковых работ, следует включить верхнекембрийские вулканические ареалы и особенно участки развития жерловых фаций. Там можно ожидать обнаружения всего комплекса полезных компонентов, связанных как с Вознесенскими гранитами, так и с кислыми вулканитами (урановые проявления); при этом весьма вероятно вскрытие подэкранных залежей.
С учётом полученных в процессе геолого-геофизи-ческого моделирования данных могут быть предложены следующие представления о перспективах рудонос-ности Вознесенского рудного района. Анализируя гравитационное поле и характер размещения редкометаль-но-флюоритового оруденения в центральной части района, авторы пришли к выводу о пространственной связи главных рудоносных структур с глубинным контактом позднекембрийского гранитоидного и ордовикского габ-броидного комплексов.
Главная рудоносная структура района располагается в западной части вулканогенно-интрузивного купола в зоне высокого градиента силы тяжести (профиль I), которая выражена глубинным разломом и которая контролирует размещение основных месторождений и рудоп-роявлений Вознесенского района. В связи с этим площадь между пикетами 15 и 25 является перспективной в отношении редкометально-флюоритового оруденения. Не менее интересным является и восточный фланг купола, который по данным плотностного моделирования, имеет симметричное строение (пикеты 25-30). К участкам первой очереди под постановку поисковых работ относится место сочленения Ярославского разлома и его ветви (пикет 25), где вознесенские граниты залегают на небольшой глубине. Как отмечалось ранее [5], в окрестностях вулкана Дальзаводского можно ожидать наличие подэкранных руд, тем более что здесь в районе пикетов 8-12 наблюдаются локальное повышение интенсивности поля силы тяжести.
На профиле II выделяются два контрастных гравитационных максимума (пикеты 188-198), фиксирующие невскрытые массивы габбро. Этот участок, вслед за А.М.Петрищевским, [12] нами также рассматривается как перспективный на флюорит-редкометальное оруденение, поскольку, по данным плотностного моделирования, здесь на глубине предполагается тело Вознесенских гранитов.
Заключение
Таким образом, в работе определены связи между покровными, экструзивными и интрузивными образованиями позднекембрийского возраста, выходящими на юге Ханкайского массива, которые объединены в Вознесенскую гранит-риолитовую формацию. Авторы пола-
гают, что время формирования данных магматических комплексов должно определяться не только с помощью изотопных датировок пород, но и в значительной мере опираться на геологические данные. В результате гео-лого-геофизические моделирования глубинного строения Вознесенской вулканогенно-интрузивно-купольной структуры установлено, что она представляют собой сложно построенную магматическую колонну, в которой выделяются три зоны, сложенные (снизу): ордовикскими габброидами (1) и гранитами (2) и позднекембрийскими гранитами (3). На основании этих данных выделены участки, перспективные в отношении редко-метально-флюоритового оруденения, в том числе подэк-ранного типа.
ЛИТЕРАТУРА:
1. Андросов Д.В., Раткин В.В. Доскладчатые цинко-во-колчеданные руды в Вознесенском грейзеновом месторождении // Геология рудных месторождений. 1990. Т. 32, №5. С. 46-58.
2. Аргентов В.В., Гнибиденко Г.С, Попов А.А., Пота-пьев С.В. Глубинное строение Приморья (по данным ГСЗ). М.: Наука, 1976. 89 с.
3. Говоров И.Н., БлагодареваН.С., Журавлев Д.З. Пет-рогенезис флюоритовых месторождений Вознесенского рудного района (Приморье) по данным Rb-Sr изотопии магматических и метасоматических пород //Тихоокеан. геология. 1997. Т. 16, № 5. С. 60-69.
4. Изосов Л.А., Рязанцева М.Д. Палеозойские магматические комплексы юга Ханкайского массива // Сов. геология. 1977. № 2. С. 77-90.
5. Изосов Л.А., Петрищевский А.М., Бажанов В.А. Позднекембрийский вулкано-плутонический комплекс Вознесенского рудного района Приморья // Сов. геология. 1989. № 5. С. 90-95.
6. Изосов Л.А., Никитина А.П., Старов О.Г., Никого-сян В. А. Карбон Юго-Западного Приморья // Новые данные по биостратиграфии палеозоя и мезозоя юга Дальнего Востока. Владивосток: ДВО АН СССР, 1990. С. 69-71.
7. Изосов Л.А., Горошко М.В. Южно-Синегорская впадина Приморья: геологическое строение и развитие // Тихоокеан. геология. 2006. № 3. С. 33-41.
8. Кононец С.Н., Валитов М.Г., Изосов Л.А. Новые данные по глубинному строению Южно-Синегорс-кой вулкано-тектонической впадины // Тез. докл. Всероссийской конференции. Чтения памяти академика К.В. Симакова. Магадан: СВНЦ ДВО РАН. 2007. С. 101-103.
9. Манилов Ф.И., Иволга Е.Г. Ретроспективные построения на базе гравитационных реконструкций (Хан-кайский массив. Приморье) // Тихоокеан. геология. 1988. Т. 17, №4. С. 107-115.
10. Материков М.П. Роль ассимиляционных процессов и тектонических условий становления рудоносных интрузий в образовании оловорудных месторождений различных генетических типов // Петрографические формации и проблемы петрогенезиса. М.: Наука, 1964. С. 44-54.
11. Мельников Н.Г.,Изосов Л.А. Структурно-формационное районирование Приморья // Тихоокеан. геология. 1984. № 1. С. 53-61.
12. Петрищевский А.М. Глубинные структуры Вознесенского флюоритоносного района. Владивосток: Дальнаука, 2002.106 с.
13. Радкевич Е.А., Томсон И.Н., Лобанова Г.М. Геология и металлогения типовых рудных районов Приморья. М.: Изд-во АН СССР, 1962. 130 с.
14. Руб М.Г. Гранитоиды Приханкайского района и основные черты их металлоносности: Тр. ИГЕМ. 1960. Вып. 33. 357 с.
15. Рязанцева М. Д., Герасимов Н.С., Говоров И.Н. Руби-дий-стронциевые изохроны и петрогенезис магматических пород Вознесенского рудного района (Приморье) //Тихоокеан. геология. 1994. № 4. С. 60-73.
16. Рязанцева М. Д., Шкурю Э.И. Флюорит Приморья. М.: Недра, 1992. 157 с.
17. Смирнов А.М., Давыдов А.И., Изосов Л. А., Мельников Н.Г. и др. Кембрийская липаритовая формация Приморья // ДАН СССР. 1982. Т. 264, № 2. С. 417-429.
18. Фаворская М. А., Руб М.Г., Кигай В. А. и др. Магматизм Сихотэ-Алиня и Приханкайского района и его металлогенические особенности. М.: Изд-во АН СССР, 1961. 328 с.
19. Rub М. G., Rub А.К. Petrology of rare-metal granite from Voznesenka ore-bearing area, Primorye, Russia // Petrology. 1994. Vol. 2. P. 33-56.
20. Sato K., Suzuki K., Nedachi М., Terashima S., Ryazantseva M.D., Khanchuk A.I. Voznesenka fluorite deposit in the Khanka Massif, Russia: geology and age of mineralization // Metallogeny of the Pacific Northwest: Tectonics, Magmatism and Metallogeny of the Active Continental Margins. Vladivostok: Dalnauka, 2004. P. 537-539.
The article presents a description oftheLate Cambrian Granite-Rhyolite Formation ofthe Voznesenk ore-bearing region inPrimorye; the problems of age, structure and substance composition of the volcanic cover, its extrusive and intrusive facies. It is emphasized that the age of these magmatic complexes is to be defined not only by means of the isotopic data but to a great extent be based on the geological data. The geology-geophysical models of the Voznesensk volcano-intrusive deep structure cupola are constructed. Its structure is composed of the magmatic column, including 3 zones (below): Ordovician gabbro (1), granite (2), granite of Late Cambrian (3). The authors have marked the perspective plots with rare-metal—fluorite ores, as well as the ones of the under-screen ore type.
