МАГМАТИЗМ И КОМПЛЕКСНОЕ УРАНОВОЕ ОРУДЕНЕНИЕ УРАЛЬСКОГО СЕВЕРА Душин В.А.
Уральский государственный горный университет, г. Екатеринбург, Россия
В настоящее время известно большое количество промышленных типов урановых, редко- металльных и редкоземельных, в том числе комплексных полиметалльных месторождений, отве- чающих эндогенному, экзогенному и метаморфогенному генетическим классам. Эндогенные мес- торождения, в подавляющем большинстве случаев, ассоциируют с субщелочными, щелочно-ба- зитовыми и кислыми магматическими комплексами пород. Экзогенные редкометалльные объек- ты формируются при разрушении продуктивных интрузивных массивов вышеуказанных магмати- ческих формации с образованием остаточных кор выветривания, россыпей ближнего сноса (пере- мытые коры выветривания и коренные породы) или прибрежно-морских россыпей рутил-циркон- ильменитового состава. Метаморфогенные, стратиформные полигенные (золото)-уран-редкометал- льные месторождения приурочены к древним зонам структурно-стратиграфических несогласию.
В настоящее время в пределах допалеозойского основания Уральской складчатой систе- мы можно выделить два мегаблока – Ляпинский и Полярноуральский, различающихся как внут- ренним строением, так и спецификой осадконакопления, магматизма и минерагении. Первый вклю- чает несколько аккретированных, по-видимому, в раннем протерозое выступов дорифейского ос- нования (Маньхамбовский, Малопатокский, Вангырский, Няртинский, Неркаюский), приурочен- ных к сводовым частям положительных интерференционных складчатых структур. Это припод- нятые в складчатой системе фрагменты земной коры, обладающие слабодифференцированной морфоструктурой, осложненной положительными (купольными) морфоструктурами центрально- го типа. Полярноуральский мегаблок, относимый к северному сегменту Полеоконтинентального сектора, представлен крупнейшими структурами района – Малокарской и Харбейской антифор- мами, дорифейский фундамент которых слагают одноименные блоки-террейны. Как и на юге аккретирование дорифейских блоков происходило в конце раннего протерозоя, обусловив форми- рование композитного палеоконтинента с дальнейшим образованием платформенного чехла (RF1).
Последний в связи с развитием Палеоазиатского (доуральского) океана (RF2-3) и его эволюции сформировал поперечные поднятия, сложенные островодужными (RF3) и окраинно-континенталь- ными (RF3-V) комплексами в пределах Собского, Оченырдского, Кожимского и Тимаизского (Маньхамбовского) поднятий [1]. В позднем палеозое мегаблоки были осложнены чешуйчато- складчатыми дислокациями Орангского и Лемвинского аллохтонов, окончательно сформировав- шими структуру региона.
Вопросы магматизма и строения складчатых структур Уральского Севера в связи с раз- мещением в них уранового оруденения детально рассмотрены в работах 70х-80х гг. XX века И.Л. Лучинина, Ф.Ф. Тараканова, В.А. Верховцева и других исследователей [5]. Анализ разме- щения оруденения показал, что наряду с магматизмом, палеовулканическим фактором рудооб- разования самое серьезное значение имеет тектоническая позиция как самой минерализации, так и рудоносной «гранит-липаритовой» формации. При этом региональной рудоконтролирующей структурой в пределах Центрально-Уральского поднятия выступает «Приосевой структурный шов» [5], как элемент Полярно-Уральской зоны смятия по Ю.В. Чудинову [7]. Этот разлом «глу- бинного заложения» был установлен и прослежен вдоль практически всей приводораздельной (Европа-Азия) полосы Полярного и Приполярного Урала. Южным сегментом в пределах Мань- хамбовского блока вышеназванной структуры является Кулемшорско-Маньхамбовская активи- зированная шовная зона как составной элемент более крупных Народо-Юбрышинского разлома и Приосевого структурного шва. Она представляет собой тектонически ослабленную зону ши- риной до 1 км (иногда до 3-х км) и протяженностью более 100 км, состоящей из клиньев (дизп- ликатов) разновозрастных (рифей-палеозой) породных комплексов и свит (хобеинской, щокурь-
Рис. 1. Эволюция магматизма и комплексного уранового оруденения Уральско- го Севера.
инской, пуйвинской, мороинской, тельпоской и др.), нередко сохранивших внутреннюю стратифи- цированность в пределах отдельных пластин и клиньев. Это своеобразные олистолиты мелан- жированных свит при отсутствии серпентинитового матрикса, который замещается углеродсо- держащими образованиями.
В пределах Полярноуральского блока зона отчетливо, с севера на юг, трассируется систе- мой субмеридиональных швов, известных под названиями Саурей-Яхинского, Орангско-Осовей- ского и Западного глубинных разломов, представляя собой структуру взбросо-надвигово типа, состоящую из серии сближенных сместителей, которая также сопровождается зонами катакла- за, милонитизации и смятия с интенсивной, часто беспорядочно ориентированной, микросклад- чатостью и многочисленными сложно изгибающимися зеркалами скольжения. В истоках pp. Мал.
Щучье, Мал. Хута и в долине р. Пайпудына она содержит тела серпентинитов неясной форма- ционной принадлежности и диспликаты углеродистых сланцев (верх. р. Байдарата и др.), служа- щих, вероятно, своеобразным матриксом.
Возраст оруденения в пределах вышеназванных зон устанавливается на основании резуль- татов комплекса изотопных исследований урановой и сопутствующей свинцовой и ториевои ми- нерализации с учетом возраста рудовмещающих и рудоносных геологических формаций и мета- соматитов (рис. 1). Проведенные в разные годы исследования свинец- свинцовым, уран-свинцо- вым, уран-ториевым методами дали широкий интервал цифр от 1300 до 200 млн.лет. Они под- тверждают существование в регионе четырех базовых возрастных уровня формирования ура- нового оруденения и процессов преобразования минерализации – рифейского (TR, Th, U), венд- кембрийского (U, Th), средне- позднепалеозойского (U, Та, Nb) и мезозойского (U) [1,3,4,6]. Ком- плексное урановое оруденение контролируется специфическим магматизмом и гетерогенным ре- гиональным тектоническим швом (Приосевой шов) близким по морфоструктурным и возраст- ным характеристикам Собско(Салатимско) – Нундерминской активизированной шовной зоне, ос- ложняющим рифейское («доуральское») и раннепалеозойское («уральское») структурно-стратиг- рафические несогласия, несущих золото-редкометалльное с торием и ураном полигенное и поли- хронное оруденение. Как в Полярноуральском, так и в Ляпинском и Маньхамбовском ураново- рудных районах, интенсивность (продуктивность) и характер полезной минерализации определя- ется совокупностью факторов, для которых предыстория основания играет существенную роль в качестве рудоподготовительного этапа. В этой связи, обрамление Маньхамбовского массива и Харбейского блока являются наиболее перспективными структурами, в которых наряду с мощ- нейшими довендскими предрудными и рудоподготовительными процессами проявлена продук- тивная вулкано-плутоническая гранит-риолитовая и граносиенит-гранит-трахириолитовая (малых тел) ассоциации венд-кембрийского и палеозойско-раннемезозойского этапов соответственно [3, 4].
Литература
1. Душин В.А. Магматизм и геодинамика Палеоконтинентального сектора севера Урала.
М.: Недра, 1997. 213 с.
2. Душин В.А. Активизированные шовные зоны – новый перспективный объект благород- нометалльной металлогении на Полярном Урале /Региональная геология и металлогения № 29.
2006. С. 73-87.
3. Душин В.А., Фауст А.В. Рифейский гранитный магматизм и металлогения Маньхам- бовского блока // Региональная геология и металлогения. № 35. 2008. С. 25-33.
4. Душин В.А. Особенности тектонической позиции комплексных урановорудных районов Уральского Севера // Геология и и минеральные ресурсы Европейского северо-востока России.
Т. III. Сыктывкар, 2009. С. 178-181.
5. Тараканов Ф.Ф., Лучинин И.Л. О тектонической позиции гранитовой формации Поляр- ного и Приполярного Урала // Вулканические образования Урала. Свердловск, 1968. С. 57-66.
6. Щербин С.С. Геологические условия формирования и локализации радиоактивно-ред- кометалльного оруденения в древних конгломератах // Геология и вопросы генезиса эндогенных урановых месторождений. М: Наука. 1968. С. 50-67.
7. Чудинов Ю.В. О блоковом строении Полярного Урала // Докл. АН СССР, 1961. № 4. Т. 136.
ЗОЛОТО-СЕРЕБРЯНОЕ ОРУДЕНЕНИЕ В ГРАНИТОИДАХ
ДОЮРСКОГО ФУНДАМЕНТА ШАИМСКОГО РАЙОНА (ЗАПАДНАЯ СИБИРЬ) Ерохин Ю.В., Иванов К.С.
Институт геологии и геохимии УрО РАН, erokhin-yu@yandex.ru
Шаимский нефтегазоносный район расположен на западной окраине Ханты-Мансийского автономного округа рядом с границей Свердловской области. В геологическом строении доюр- ского фундамента в пределах Шаимского райна выделяются две главные региональные струк- туры: 1. Триасовый Даниловский грабен, в пределах которого триасовые вулканогенные толщи максимально полно вскрыты скважинами. Даниловский грабен протягивается в субмеридиональ- ном направлении через весь регион более, чем на 330 км, при ширине от 45 км до 90 км. Грабен имеет тектонические границы с расположенными западнее и восточнее его палеозойскими вул- каногенными, осадочными и метаморфическими комплексами. Вдоль этих разломов местами отмечаются тела серпентинитов. 2. Позднепалеозойская гранито-сланцевая ось, известная как Шаимско-Кузнецовский мегантиклинорий Зауральского поднятия (его центральная, осевая часть), расположена восточнее Даниловского грабена. Эта структура также протягивается через весь Шаимский нефтегазоносный район (и далее в субмеридиональном направлении на сотни км, со- гласно с Даниловским грабеном), достигая в ширину 30-45 км.
Узбекская площадь расположена в центральной части Шаимского района. Ранее на этой территории был закартирован [1] плутон кислых пород овальной формы размером 9,56,5 км.
Сам массив расположен в тектонической зоне разделяющей Даниловский грабен и «гранито-слан- цевую ось» среди пород офиолитовой ассоциации. По всем признакам (геологическое строение, минералогия и геохимия пород) изученный плутон Узбекской площади относится к гранитоидам монцодиорит-гранитных серий, которые широко представлены в пределах «гранито-сланцевой оси»
Шаимского района [2]. Центральная часть этого массива сложена относительно свежими мон- цодиоритами, краевая – сильно измененными субщелочными гранитоидами. Монцодиориты в пределах этой площади вскрыты четырьмя скважинами – 10352, 10353, 9073 и 9074. Их мине-
Рис. 1. Вкрапленность самородного серебра (Ag) в массе хлорита (Chl) среди квар- ца (Q) и биотита (Bi). Полированный шлиф Узб 9074/1762 м. Фото в отраженных элек- тронах, Cameca SX-100.
ральный состав представлен (в %): плагиоклазом (50-70), слюдой (10-15), амфиболом (10-15), кварцем (5-8), микроклином (10-15), ортопироксеном (5). Из вторичных минералов отмечают- ся хлорит, который развивается по амфиболу. Акцессорные минералы: апатит, циркон, ильме- нит и пирит [4].
Монцодиорит из скважины 9074 (гл. 1762 м), которая расположена в краевой части масси- ва, подвергся интенсивным вторичным изменениям. По первичному амфиболу (ферроэдениту) развивается интенсивная хлоритизация (магнезиальный шамозит) с вторичным ферроактиноли- том и минералами группы эпидота, по плагиоклазу образуется тонкозернистый агрегат серицита с новообразованными индивидами альбита. В отдельных случаях по зернам плагиоклаза разви- вается пелитизация. Кроме того, в породе наблюдаются локальная карбонатизация в виде мел- ких прожилков (мощностью в доли мм, а длиной до 1 мм). Именно в таком сильноизмененном монцодиорите нами и было обнаружено золото-серебряное оруденение.
Самородное золото и серебро слагают в породе обильную вкрапленность в породообразу- ющих минералах, а особенно среди хлоритовой массы. Какого-либо тяготения к скоплениям руд- ных минералов (ильменита и пирита) не отмечается. Зерна металлов характеризуются изомет- ричными сечениями и мелким размером, не более 10-15 мкм (рис. 1). Края индивидов имеют неровную и занозистую поверхность. Под рудным микроскопом серебро отличается белой ок- раской, а золото – желтоватой, при этом все индивиды имеют высокую отражательную способность.
В количественном отношении выделения серебра в породе резко преобладают над золотом.
По данным микрозондового анализа, самородное серебро (табл. 1, ан. 1-7) имеет высо- кую пробность (960-985 ед.) и содержит небольшие примеси железа (до 2,7 мас. %), цинка (до 0,3 мас. %), ртути (до 0,07 мас. %) и золота (до 0,08 мас. %). Золотины по данным химического состава (табл. 1, ан. 8-11) также характеризуются высокой пробностью (950-960 ед.) и содер- жат примеси железа (до 2,9 мас. %), серебра (до 2,3 мас. %), меди (до 0,4 мас. %) и сурьмы (до 0,07 мас. %).
Вышеописанные вторичные изменения минералов в монцодиорите и присутствие золото- серебрянного оруденения позволяет нам предполагать, что изученный гранитоид подвергался процессам пропилитизации. Подобные метасоматические изменения вполне обычны для гипа- биссальных и приповерхностных интрузий, и, кроме того, для пропилитизированных пород харак- терно повышенное содержание золота, серебра, меди и других металлов [5]. Известно, что мон- цодиориты обычно формируются на ранних стадиях становления монцодиорит-гранитных комп- лексов, и позднее зачастую рвутся более кислыми производными магматического очага вплоть до пегматитов и жильных образований [3 и др.]. Всё это говорит в пользу того, что на заключи- тельной стадии эволюции массива первичные монцодиориты могли подвергнуться метасомати- ческим преобразованиям. Вполне вероятно, что это произошло в результате прогрева от более Таблица 1 Химический состав (в мас. %) серебра и золота из монцодиоритов
Примечание: анализы сделаны в ИГГ УрО РАН на микроанализаторе Cameca SX-100, аналитик В.В. Хиллер.
Эл-ты Fe Ag Cu Zn Hg Sb Au Te Total
Самородное серебро
1 0,35 98,39 0,04 0,30 – – – – 99,08
2 2,67 96,17 – 0,11 – – 0,02 – 98,97
3 1,62 98,12 – 0,07 0,02 – 0,08 0,02 99,93
4 1,22 98,43 – 0,03 0,02 – 0,03 – 99,73
5 1,08 98,48 0,05 – – – – – 99,61
6 2,19 97,95 0,01 0,07 – – – – 100,22
7 2,27 97,87 0,06 0,08 0,07 – 0,08 0,06 100,49
Самородное золото
8 1,59 2,02 – – – 0,06 95,65 – 99,32
9 1,77 1,87 0,11 – – 0,04 96,03 – 99,82
10 2,09 1,76 0,06 – – 0,01 95,31 – 99,23
11 2,87 2,25 0,42 – – 0,07 94,57 – 100,18
поздних гранитных жил и пегматитов, которые насыщенны флюидной составляющей, или в про- цессе постмагматической деятельности гранитоидов, во время которой формируются кварце- вые жилы с метасоматическими оторочками. Какой из выше перечисленных процессов привел к пропилитизации монцодиоритов, нам трудно сказать, так как изучение керна не позволяет про- вести детализацию метасоматических преобразований с построением колонки.
Таким образом, нами впервые для доюрского фундамента Шаимского нефтегазоносного района установлено золото-серебряное оруденение. Возможно, формирование благородно-метал- льной минерализации в измененных монцодиоритах связано с наложенным процессом пропили- тизации. Поскольку этот район освоенный, фундамент залегает здесь на минимальной для За- падной Сибири глубине, и уже вскрыт многочисленными скважинами, то изучение золото-сереб- ряного оруденения в широко здесь распространенных монцодиоритах может быть не совсем бес- перспективно.
Исследования проведены при поддержке РФФИ, № 09-05-12035-офи_м.
Литература
1. Иванов К.С., Кормильцев В.В., Федоров Ю.Н. и др. Основные черты строения доюр- ского фундамента Шаимского нефтегазоносного района // Пути реализации нефтегазового по- тенциала ХМАО. Шестая научно-практическая конференция. Ханты-Мансийск, 2003. Т. 1. С. 102-113.
2. Иванов К.С., Ерохин Ю.В., Федоров Ю.Н. и др. Вещественный состав плутонов «гра- нито-сланцевой оси» (Шаимский район, Западная Сибирь) // XIII Чтения А.Н. Заварицкого. Ека- теринбург: ИГГ УрО РАН, 2007. С. 9-13.
3. Орогенный гранитоидный магматизм Урала. Миасс: УрО РАН, 1994. 247 с.
4. Пономарев В.С., Ерохин Ю.В., Иванов К.С. Минералогия монцодиоритов Узбекской площади Шаимского района (Западной Сибирь) // Вестник Уральского отделения РМО. Екате- ринбург: ИГГ УрО РАН, 2008. № 5. С. 74-81.
5. Рыка В., Малишевская А. Петрографический словарь. М.: Недра, 1989. 590 с.
ВЗАИМОСВЯЗЬ МАГМАТИЗМА, МЕТАСОМАТИЗМА И РУДООБРАЗОВАНИЯ НА РЕДКОМЕТАЛЬНЫХ МЕСТОРОЖДЕНИЯХ АПОГРАНИТОВОГО ТИПА
Зарайский Г. П.
Институт экспериментальной минералогии РАН, zaraisky@iem.ac.ru Характеристика редкометальных месторождений апогранитового типа.
Понятие о редкометальных месторождениях апогранитового типа было впервые введено в литературу А.А Беусом и др. [1] после открытия в Советском Союзе в 50-х годах прошлого века нового типа редкометальных месторождений Ta, Nb, Be, W, Sn, локализованных в куполах интенсивно метасоматически измененных (альбитизированных и грейзенизированных) гранитов, наиболее яркими прототипами которых являются Орловское и Этыкинское месторождения тан- тала в Восточном Забайкалье. Для этих месторождений характерно широкое развитие литие- вых слюд и топаза. В последующем оказалось, что исходными породами в данном случае были не обычные биотитовые граниты, а сильно обогащенные литием и фтором гранитные породы, названные В.И. Коваленко [5] «литий-фтористыми гранитами», изначально содержавшими маг- матические литиевые слюды и топаз. Открытие этих месторождений в середине 50-х годов XX века стимулировало поиски и находки рудных объектов аналогичного типа в других районах мира.
Среди них можно назвать Вознесенское, Пограничное, Снежное в России, Йичун, Гейян, Нан- пин, Лиму в Китае, Абу-Даббаб и Нувейби в Египте, Эшасьер (Бовуар) во Франции, Фуке в Тай- ланде. Значительно шире во всем мире распространены сами литий-фтористые граниты и их суб- вулканические аналоги – онгониты, всегда несущие повышенные концентрации Ta, Nb, Li, Rb, Cs, Ве, Sn, W и других редких металлов. Их мелкие массивы и дайки известны в Забайкалье и При-
байкалье, на Дальнем Востоке, Алтае, Восточном Саяне, Туве, Чукотке, в Карелии, за рубежом – в Монголии, Китае, Казахстане, Узбекистане, Таджикистане, в Чехии и Германии (Рудные горы), Франции, Испании, Португалии, Англии, Шотландии, Финляндии, Египте, Алжире, Нигерии, Уганде, ЮАР, Канаде, США, Мексике, Перу, Бразилии и в других странах. Как правило, с литий-фторис- тыми гранитами связаны рудопроявления тантала и признаки непромышленной минерализации.
Рудоносные Li-F граниты принадлежат к гранитоидам щелочноземельного ряда. По мор- фологии они представляют собой, небольшие куполообразные тела 0,5-2 км в диаметре («што- ки»), сложенные примерно в равных соотношениях кварцем, альбитом и микроклином (часто ама- зонитом), с небольшим количеством литиевых слюд (лепидолита, циннвальдита) и топаза. Руд- ные тела субгоризонтальны, локализованы в верхней части гранитных куполов обычно под эк- раном ороговикованных песчано-сланцевых пород. Промышленное оруденение распространяет- ся на глубину не более 100 м от контакта с кровлей и представлено мелкой рассеянной вкрап- ленностью колумбита-танталита, реже микролита и стрюверита в альбитизированных и грейзе- низированных гранитах. Рудами являются сами минерализованные граниты в верхней части ку- полов. Контуры рудных тел выделяются только по данным опробования. Руды бедные (0,010- 0,034 мас. %), месторождения по запасам мелкие и средние – от первых тыс. до 10-15 тыс. т., но их морфология благоприятна для разработки открытым способом – неглубокими карьерами.
К тому же для руд характерно повышенное Ta/Nb отношение. Месторождения апогранитового типа являют собой замечательный пример теснейшей взаимосвязи магматизма метасоматиз- ма и рудообразования.
Роль магматических факторов в образовании редкометальных месторождений Ta, Nb, Li, Sn, W, Mo, Be, Bi, связанных с гранитами.
В настоящее время наиболее общепринятым является представление о том, что литий- фтористые граниты образуются в результате максимально глубокого кристаллизационного фрак- ционирования гранитного расплава, протекающего с последовательным накоплением в нем ли- тия и фтора, что обеспечивает на конечном этапе возможность магматической кристаллизации литиевых слюд и топаза [5]. Обогащение фтором и литием понижает температуру плавления гранита и смещает эвтектику в область составов более бедных кварцем и обогащенных альби- том относительно ортоклаза. Поэтому литий-фтористые граниты обычно имеют содержание SiO2 менее 73 мас. % и сумму щелочей Na2O+K2O 8 % при Na2O>K2O. Важно, что параллельно с возрастанием степени фракционирования от обычных гранитов к литий-фтористым в остаточ- ном расплаве происходит накопление не только Li и F, но также промышленно важных редких металлов W, Mo, Sn, Bi, Be, Ta, Nb, Li и др. вплоть до концентраций, обеспечивающих образова- ние их месторождений.
Во всем мире, где известны проявления танталовой минерализации в литий-фтористых гра- нитах (Россия, Франция, Португалия, Китай, Египет, Чехия, Германия, Англия и др.), как прави- ло, в непосредственной территориальной близости от них присутствуют и жильно-грейзеновые месторождения или рудопроявления Sn, W, Be, Mo и др., связанные с несколько более ранними и значительно более крупными (20-30 км) массивами биотитовых и лейкократовых гранитов что, несомненно, обусловлено общностью их геологической истории. На примере изученного нами редкометального кукульбейского (J3) гранитного комплекса Восточного Забайкалья показано, что все граниты кукульбейского комплекса имеют единую петрохимическую и геохимическую спе- цифику [4]. Из породообразующих элементов все они сильно обеднены Mg, Са, Fe и Ti, а из ма- лых элементов – V, Co, Ni, Sr, Ba, Zr, REE, Y и Р. Указанные элементы испытывают уменьше- ние содержания в последовательных фазах внедрения гранитов: биотитовый гранит (1-я фаза)
лейкогранит (2-я фаза) литий-фтористый гранит (3-я фаза). В этом же ряду фракциониро- вания столь же последовательно возрастает в гранитах содержание таких редких элементов, как F, Li, Rb, Cs, Sn, W, Be, Ta, Nb, Bi. Материнские биотитовые граниты 1-й фазы безрудные. С лейкогранитами 2-ой фазы связаны грейзеновые Sn-W месторождения (Спокойнинское, Букукин- ское. Белухинское и др.), а заключительные куполообразные штоки амазонитовых Li-F гранитов 3-й фазы вмещают в своей верхней части танталовые месторождения «апогранитового» типа:
Орловское, Этыкинское, Ачиканское. Все гранитные породы комплекса близки по абсолютному возрасту – 142±0,6 млн. лет.
Возникает естественный вопрос, почему на фоне резкого количественного преобладания в мире безрудных гранитов некоторые гранитные комплексы оказываются редкометальными?
Несомненно, большое значение имеет глубина фракционирования расплава. Геологами было давно подмечено, что рудоносными на редкие металлы бывают только многофазные гранитные инт- рузии. Наиболее четко этот тезис был сформулирован В.С. Коптивым-Дворниковым на примере гранитов Центрального Казахстана, а затем он получил теоретическое обоснование в работах И. Д. Рябчикова. Все редкие рудные металлы редкометальных гранитов характеризуются низ- кими кларковыми содержаниями в континентальной земной коре и относятся к «несовместимым»
по отношению к главным минералам гранитов – полевым шпатам и кварцу. По своим химичес- ким свойствам они имеют высокое сродство к кислороду и к гранитному расплаву, благодаря чему накапливаются в остаточном расплаве, обогащая собой поздние дифференциаты эволюци- онных гранитных серий. Однако одного этого объяснения не достаточно.
По нашему мнению, решающее значение для появления редкометальных гранитов имеет их предыстория. У редкометальных гранитов должен быть «короткий тренд дифференциации», выражающийся в отсутствии у них предшественников более основного состава – диоритов, мон- цонитоидов, габброидов, в темноцветных и особенно в акцессорных минералах которых рассе- ваются редкие металлы [2]. При кристаллизационной дифференциации, начинающейся от исход- ного гранитного расплава, несовместимые редкие элементы не имеют возможности рассеиваться в кристаллизующихся минералах (кварце и полевых шпатах) и накапливаются в остаточном рас- плаве. Возможность появления материнского расплава изначально гранитного состава обычно реализуется в посторогенных активизационных условиях растяжения и заложения троговых впа- дин по периферии ранее консолидированных коллизионных областей. Источником таких автоном- ных (первичных) гранитных расплавов могло быть анатектическое или палингенное плавление гранитогнейсового субстрата верхней континентальной коры, происходившее, скорее всего, в ее низах вблизи границы Конрада. По-видимому, условия плавления более легкоплавкой верхней кон- тинентальной коры без плавления нижней коры достигаются в достаточно редких случаях глу- бокого опускания верхней коры в область повышенных температур (20-25 км). Дополнительным источником тепла при этом может быть поток мантийных флюидов, поступающих по глубин- ным разломам в областях тектоно-магматической активизации консолидированной коры [2, 3].
Зародившийся в низах верхней континентальной коры гранитный расплав поднимался по глубинным разломам на гипабиссальный уровень и внедрялся в виде линзообразных или лакко- литообразных субгоризонтально ориентированных тел, обычно контролирующихся границей кри- сталлического докембрийского фундамента и фанерозойского чехла. По геологическим и гео- физическим данным, размеры таких гранитных тел в плане составляют 20-30 км при мощности в центральной части до 5-8 км и расположении кровли массива на глубине 2-3 км от палеопо- верхности. Дальнейшее фракционирование расплава и образование последовательных фаз вне- дрения предположительно происходило на гипабиссальном уровне по механизму внутрикамер- ной дифференциации расплава. По теплофизическим расчетам длительность полной кристалли- зации такого интрузива составляет порядка 600 тыс. лет [2]. Появление последовательных фаз внедрения связано с периодическим трещинообразованием в верхней консолидированной части материнского интрузива и выдавливанием по трещинам вверх остаточного расплава, образую- щего купольные структуры на поверхности главного тела. Литий-фтористые граниты представ- ляют собой наиболее поздние порции внедрения расплава и образуют мелкие тела (штоки, купо- ла) диаметром 0,5-2,0 км и мощностью 0,3-0,5 км.
Cогласно экспериментальным данным, полученным В.Ю. Чевычеловым и Г. П. Бороду- линым [3], коэффициенты распределения Ta и Nb между фторидным водным флюидом и гра- нитным расплавом в интервале температур 800-650 оС лежат в пределах 0,006-0,003. Благодаря столь высокому сродству к расплаву, Ta и Nb не могут перейти в водный флюид и, в случае отделения флюида, остаются в расплаве до конца его кристаллизации, а в конце выделяются в виде микронной вкрапленности колумбита по границам зерен породообразующих минералов гра- нита, что подтверждено прямыми наблюдениями на микрозонде. Валовое содержание Ta в ме- тасоматически неизмененных разностях Li-F гранитов и онгонитов кукульбейского комплекса на- ходится на уровне 30-50 ppm Ta2O5 при бортовом содержании в рудных телах Орловки и Эты-
ки 90 ppm и среднем содержании в рудах этих месторождений 130-140 ppm. Балансовые оценки фракционирования гранитов по уравнению Рэлея-МакФи показывают, что для получения в оста- точном расплаве литий-фтористых гранитов содержания тантала на уровне 30 ppm, родоначаль- ный Хангилайский массив биотитовых гранитов, имеющих исходное среднее содержание танта- ла 5,6 ppm, должен закристаллизоваться на 93 % [2]. Едва ли можно допустить возможность достаточной для внедрения сегрегации остаточного расплава из межзернового пространства мас- сива при еще более высокой степени кристаллизации магмы. Следовательно, только путем маг- матического кристаллизационного фракционирования получить в итоге рудные концентрации тан- тала невозможно.
Роль метасоматических факторов в образовании редкометальных месторожде- ний Ta, Nb, Li, Sn, W, Mo, Be, Bi, связанных с гранитами.
Накопление Sn, W, Mo в остаточных гранитных расплавах, как правило, значительно ниже концентрации насыщения расплава по этим металлам, поэтому они, так же, как Ta и Nb, не мо- гут кристаллизоваться непосредственно из гранитной магмы в виде самостоятельных минераль- ных фаз и рассеваются в больших объемах кристаллизующихся лейкогранитов. Однако, в отли- чие от тантала и ниобия, Sn, W и Mo имеют более высокие коэффициенты распределения флю- ид/расплав, и поэтому могут в значительных количествах переходить в гидротермальный флю- ид при его отделении от расплава на магматическом этапе. По данным В.Ю. Чевычелова, ко- эффициенты распределения Mo и W между флюидом и расплавом находятся на уровне 0,1-1,0 и увеличиваются с изменением состава расплава от гранодиоритового к гранитному и лейкогра- нитному [3]. Олово, по экспериментальным данным И.Д. Рябчикова и др., также имеет близкие значения коэффициентов распределения Сфлюид/Срасплав 0,2-0,4. Эти данные хорошо согласуются с геологическими закономерностями генетической связи грейзеновых месторождений Sn, W и Mo с лейкогранитами и с гидротермально-метасоматическим, а не магматическим, способом их образования. Причем становится понятной приуроченность грейзеновых месторождений Sn, W и Mo к уровню умеренной степени дифференциации гранитной магмы, так как именно у лейкогра- нитов коэффициенты распределения между флюидом и расплавом имеют максимальные значения.
Многими экспериментальными работами установлено, что Sn, W и Mo и другие металлы типичные для грейзеновых месторождений могут переноситься в значительных количествах гид- ротермальными хлоридными и фторидными флюидами и отлагаться из них в составе рудных минералов при понижении температуры и давления, образуя месторождения. Растворимость этих металлов, как в хлоридных, так и во фторидных растворах достаточно высока, в интервале тем- ператур 300-600 оС она находится на уровне 10-4-10-2-моль/кг H2O и имеет положительную тем- пературную зависимость [2]. Массоперенос и отложение рудных металлов грейзеновых место- рождений W, Sn, Mo, Be происходит при участии кислых хлоридно-фторидных постмагматичес- ких растворов, отделяющихся от магматического расплава на стадии его фракционирования до уровня лейкогранита и Li-F-гранита. Раннему отделению водной флюидной фазы благоприятствует высокое содержание воды в расплаве.
В то же время, Ta и Nb, как это было обосновано выше, благодаря исключительно высо- кому сродству к расплаву не могут перейти в водный флюид при его отделении на магматичес- ком этапе эволюции рудно-магматической системы и остаются в силикатном расплаве до конца его кристаллизации. Однако, появление даже бедной акцессорной вкрапленности колумбита и дру- гих тантало-ниобатов в межзерновом пространстве Li-F гранитов после их кристаллизации кар- динально меняет ситуацию на постмагматическом этапе. Перенос и отложение тантала гидро- термальными растворами в количествах, достаточных для формирования его месторождений, давно предполагался многими геологами, однако возможность транспорта тантала водными ра- створами ранее никем не была доказана экспериментально. Решение этого вопроса потребова- ло постановки и проведения специальных экспериментальных исследований в условиях темпе- ратур, давлений и составов растворов, соответствующих физико-химическим параметрам пост- магматических процессов в куполах литий-фтористых гранитов. Принципиально важное значе- ние для понимания генезиса танталовых месторождений апогранитового типа имеет впервые эк- спериментально установленный нами факт высокой растворимости тантало-ниобатов во фторид- ных растворах, что доказывает возможность последующей мобилизации и переотложения Ta и