Содержание к диссертации
Введение
ГЛАВА 1 Тектонические обстановки и гео динамические условия образования литий-фтористых гранитов в позднем мезозое 17
1.1 Тектоника и магматизм региона 17
1.1.1 Тектоническое районирование 18
1.1.2 Тектоническое развитие и магматизм 24
1.2 Литий-фтористые граниты в структурах региона 36
1.2.1 Типовые районы развития литий-фтористых гранитов 36
1.2.2 Дальневосточный пояс литий-фтористых гранитов 60
1.3 Геодинамические условия образования литий-фтористых гранитов 65
1.3.1 Глубинное строение и геодинамика региона 65
1.3.2 Очаговые структуры - области генерации литий-фтористых гранитов 73
ГЛАВА 2 Петрология позднемеловых интрузивных серий с литий фтористыми гранитами 91
2.1 Позднемеловые интрузивные серии с литий-фтористыми гранитами 91
2.1.1 Типовая редкометалльно-гранитовая серия 93
2.1.2 Комплексы лейкогранитов 97
2.1.3 Комплексы монцонитоидов 122
2.2 Комплексы литий-фтористых гранитов Дальнего Востока 130
2.2.1 Петрография литий-фтористых гранитов 131
2.2.2 Региональные особенности литий-фтористых гранитов 147
2.3 Условия образования литий-фтористых гранитов 154
2.3.1 Флюидное сверхдавление при кристаллизации гранитов 155
2.3.2 Источники вещества литий-фтористых гранитов 165
ГЛАВА 3 Акцессорные минералы пород позднемеловых интрузивных серий с литий-фтористыми гранитами 179
3.1 Акцессорные минералы пород позднемеловых интрузивных серий 179
3.1.1 Минералы лейкогранитов и монцонитоидов 180
3.1.2 Минералы литий-фтористых гранитов 204
3.2 Типоморфизм и эволюция акцессорных минералов литий-фтористых гранитов 233
3.2.1 Типоморфизм минералов 234
3.2.2 Эволюция минералов 251
3.2.3 Последовательность минералообразования и акцессорные комплексы литий-фтористых гранитов 259
ГЛАВА 4 Геохронология позднемеловых интрузивных серий с литий-фтористыми гранитами 269
4.1 Геохронология лейкогранитов и монцонитоидов 269
4.1.1 Геохронология лейкогранитов 270
4.1.2 Геохронология монцонитоидов 274
4.2 Геохронология литий-фтористых гранитов и онгонитов 278
4.2.1 Геохронология литий-фтористых гранитов 278
4.2.2 Геохронология онгонитов 284
4.3 Позднемеловая эпоха редкометалльно-гранитового магматизма 287
4.3.1 Эпохи редкометалльно-гранитового магматизма 287
4.3.2 Скольжение возраста редкометалльно-гранитового магматизма 290
ГЛАВА 5 Рудоносность литий-фтористых гранитов дальнего востока 294
5.1 Рудно-магматические системы с литий-фтористыми гранитами 294
5.1.1 Проблема рудоносности гранитов Дальнего Востока 294
5.1.2 Оловоносные рудно-магматические системы Дальнего Востока 296
5.1.3 Рудоносность районов развития литий-фтористых гранитов 299
5.2 Петрологические признаки рудоносности литий-фтористых гранитов 322
5.2.1 Цвиттер-турмалинитовая формация и литий-фтористые граниты 322
5.2.2 Стадии формирования и фации цвиттер-турмалинитовой формации 324
5.2.3 Зональность цвиттер-турмалинитовой формации и рудоносность литий-фтористых гранитов 343
5.3 Минералогические признаки рудоносности литий-фтористых гранитов 355
5.3.1 Эволюция акцессорной минерализации и рудоносность литий-фтористых гранитов 356
5.3.2 Флюидные включения в минералах и рудоносность литий-фтористых гранитов 367
5.4 Прогнозирование оруденения, связанного с литий-фтористыми гранитами 370
5.4.1 Связь вольфрамово-оловянного оруденения с Li-F-гранитами 370
5.4.2 Критерии прогнозирования оруденения 383
5.4.3 Прогнозирование оруденения эталонных рудных узлов 395
Заключение 404
Список сокращений и условных обозначений 408
Список литературы 4
- Литий-фтористые граниты в структурах региона
- Петрография литий-фтористых гранитов
- Типоморфизм и эволюция акцессорных минералов литий-фтористых гранитов
- Позднемеловая эпоха редкометалльно-гранитового магматизма
Литий-фтористые граниты в структурах региона
Принципы тектонического районирования. С современных геотектонических позиций северо-западный сектор ТРП представляет собой сложнейший ансамбль геодинамически активных транзитных геоблоков на границе Евроазиатской, Тихоокеанской и Гиперборейской литосферных плит, который до настоящего времени отличается самым интенсивным выделением сейсмической энергии на планете [82, 190, 191]. Изучение гранитоидного магматизма и рудообразования Дальнего Востока неразрывно связано с анализом геотектонического взаимодействия континентальных и океанических плит в зоне перехода «континент - океан». Этим вопросам посвящены многочисленные работы, основанные как на геосинклинальной, так и на плейттектонической концепциях [2, 52, 63, 82, 86, 87, 90, 91, 93, 102, 105, 137, 138, 154, 156, 178-180, 190-192, 196, 212, 234, 235, 246, 253, 257, 276, 280, 284, 293, 307-310, 317, 325, 326, 344, 360, 367, 371, 372, 383, 386, 387, 390, 398, 410, 416-418, 456]. Весьма существенный вклад в развитие геодинамических представлений о регионе внесли А.И. Ханчук [399-401], С.Д. Соколов [343], Л.М. Парфенов [272-274], В.В. Голозубов [94] и их американские коллеги [438, 464, 465], создавшие базовые палеогеодинамические модели. Обилие опубликованных работ по геологии, тектонике и геодинамике Дальнего Востока и его отдельных регионов позволяет в данном разделе ограничиться изложением основных положений тектонического районирования и развития региона в мезозое, что дает возможность приблизиться к пониманию происхождения литий-фтористых гранитов.
Размещение гранитоидов и вулканитов свидетельствует о зональном проявлении магматизма азиатской континентальной окраины, омоложении горных пород от континента к океану, смене кремнекислых калиевых гранитоидных формаций на основные натровые [66, 132, 133, 255, 325]. По данным межрегиональной корреляции конфигурация границ зоны мезозойского гранитообразования связана с контуром восточной границы Азии, а не с границами тектонических структур [66, 309, 325]. Однако попытки региональных корреляций и районирования гранитоидов Востока России затруднены вследствие изменчивости их состава и последовательности образования, обусловленных блоковым строением региона, латеральной дифференциацией зрелости коры, геотермального и флюидного режимов тектонических блоков. Значительные затруднения вызывает телескопирование гранитоидов в долгоживущих разрывных структурах [188].
Наиболее эффективным для такого гетерогенного региона как Дальний Восток России является районирование гранитоидов по геодинамическому принципу: выделение гранитоидно-металлогенических провинций и ареалов в соответствии с тектоническими условиями и движущими силами магматизма. Но здесь возникают трудности, связанные с теоретическим обоснованием геодинамических построений. Несмотря на популярность и плодотворность плитотектонической и террейновой концепций, позволяющих эффективно реконструировать и интерпретировать явления гранитоидного магматизма, приходится признать, что существует множество геодинамических схем, по-разному трактующих происхождение и эволюцию региональных структур [52, 91, 105, 273, 274, 400, 416, 465].
Кроме того, в последнее время появляется все больше данных о внутренней нестабильности тектонических плит и возможности многократной активизации докембрийского фундамента и чехла (объемная подвижность плит), приводящей к «расплыванию» тектонических границ [214]. Протяженные зоны ремобилизации пассивных континентальных окраин весьма характерны для Тихоокеанского подвижного пояса и указывают на существенную долю деструктивных тектонических процессов. Не следует забывать, что наряду с упомянутыми «конструкционными» (аккреционными) геодинамическими схемами мобилистского толка существуют и «деструкционные» схемы развития зон перехода континент - океан [282], в том числе исходящие из гипотезы океанизации коры [63]. Современные данные вроде бы подтверждают преобладание тенденции роста континентальной коры [2, 436, 444], но увеличение доли сиаля может быть связано и с геосинклинальными процессами. В частности, уменьшение доли гранитно-метаморфических комплексов и калиевых гранитоидов и омоложение геологических структур ТРП в направлении от континента к океану объяснимо с позиций концепции конструктивного тектогенеза [276, 410].
В связи с перечисленными обстоятельствами в данной работе рассматриваются традиционные геотектонические единицы Дальнего Востока, границы которых приняты большинством геологов, и используется схема тектонического районирования, разработанная Подкомиссией по тектоническим картам Комиссии по геологической карте мира [362]. В основу схемы положено двучленное строение континентальной коры: складчатый фундамент (консолидированная кора) и плитный чехол [246]. Консолидированная кора понимается как оболочка, претерпевшая деформации, метаморфизм и гранитизацию и отличающаяся по составу, строению и физическим параметрам от перекрывающих (плитный чехол) и подстилающих (верхняя мантия) образований литосферы [214]. Последующая деструкция консолидированной коры может сопровождаться заложением и перемещением блоков континентальной литосферы [137, 138, 282, 400]. При таком подходе структурно-вещественные характеристики геологических комплексов рассматриваются как индикаторов тектонических преобразований земной коры, позволяющие объективно отражать связь между геологическими телами и структурами различного масштаба. Интерпретация геодинамических режимов, носящая нередко субъективный характер, имеет второстепенное значение.
Территория Дальнего Востока России сложена разновозрастными образованиями: докембрийскими кристаллическими массивами, обрамляющими их фанерозойскими складчатыми зонами, мезозойско-кайнозойскими и кайнозойскими осадочными бассейнами, в том числе рифтогенными, и вулканогенными поясами. Структурами первого порядка являются Новосибирско-Чукотская, Яно-Колымская, Сихотэ-Алинская складчатые системы, восточная зона Центрально-Азиатской системы, Сибирский кратон, Алданский щит (рисунок 1).
Домезозойские структуры. Исследуемая территория ограничена на западе Сибирском кратоном и Алданским щитом, на востоке - Тихоокеанской плитой, на юге - Северо-Китайским кратоном, на севере - Гиперборейской платформой (Арктидой). Важнейшее значение для геодинамического и магматического развития Дальнего Востока имеют срединные массивы Тихоокеанской транзитали: Восточно-Чукотский, Омолонский, Приколымский, Омулевский, Охотский, Буреинский, Ханкайский. Мозаика древних сиалических массивов возникла в постмезопротерозойское время в период распада суперконтинента Родиния. Срединные массивы являются фрагментами кратонов, переработанными в той или иной степени в верхоянскую эпоху тектогенеза, с маломощным рифейско-палеозойским чехлом.
На юге Дальнего Востока тихоокеанские структуры срезают широтные каледонские и варисские постройки Гоби-Хинганской области, Саяно-Байкальского и Монголо-Охотского складчатых поясов. Наиболее глубоко переработаны и интегрированы в ТРП складчатые структуры Монголо-Охотского пояса, разделяющего Яно-Колымскую и Сихотэ-Алинскую системы. Буреинский срединный массив, простираясь с юга на север более чем на 1000 км и возможно, соединяясь с Ханкайским массивом, почти полностью разделяет Центрально-Азиатскую и Сихотэ-Алинскую системы [87, 88]. Заметную роль варисские структуры играют и в строении северной части региона. Ядром Яно-Колымской складчатой системы служит Колымо-Омолонский древний блок, включающий Омолонский и Приколымский массивы. К ним примыкают Алазейский варисский пояс, Момско-Селенняхский и Зырянский межгорные прогибы и внешняя зона поднятий - Омулевского, Тас-Хаяхтахского и Полоусного (Колымская платформа СВ. Обручева) - Черско-Полоусной варисской зоны с протерозойским фундаментом [158, 361, 362].
По границе Колымского массива проходит офиолитовый шов, на который наложены Уяндино-Ясачненский и Алазейско-Олойский вулканогенно-осадочные пояса соответственно верхнеюрского и верхнеюрско-раннемелового возраста. С юга Верхоянский пояс ограничен и расщеплен Охотским срединным массивом с чехлом, включающим позднемеловые отложения Охотско-Чукотского вулкано-плутонического пояса (ОЧВП) [86, 246, 397].
Мезозойские структуры. Формирование мезозойских сооружений Дальнего Востока проходило при пассивном и активном тектоническом участии и взаимодействии пяти жестких блоков - Восточно-Азиатского (Сибирский кратон и Алданский щит), Тихоокеанского, Восточно-Чукотского (как части Гиперборейской платформы), Колымо-Омолонского и Буреино-Ханкайского. Охотский массив перекрыт почти на 90 % вулканогенными отложениями ОЧВП, но в рифейско-юрское время также играл роль жесткого блока. На смежных территориях Китая и США большую роль в тектонической истории играли Северо-Китайский и Северо-Американский кратоны.
Петрография литий-фтористых гранитов
Следует отметить, что во всех видах редкометалльных гранитов Куйвивеем-Пыркакайского района наблюдаются ураганные (до 1290 кларков) концентрации висмута. От монцонитоидов их отличают высокое содержание Nb, более интенсивное накопление W, Bi, Li, Cs, F, Та, Rb и менее интенсивное - Sn и В, а также сильный дефицит Sr, Ва, Р, Ті, Zr. В отличие от монцонитоидов, ЛФГ не концентрируют легкие РЗЭ (Се, Nd, Sm).
Экстремальное накопление W, Bi, Cs и существенное накопление Be и В относятся к региональным особенностям чукотских ЛФГ. В этом отношении они напоминают калгутиты -ультраредкометалльные онгониты Алтая [114], отличаясь от них дефицитом фосфора, и не столь сильным накоплением цезия. Важным фактом является устойчивое накопление бора во всех видах редкометалльных гранитов района. На гидротермальном этапе развития это послужило, вероятно, причиной формирования в апикальных частях плутона оловоносных турмалиновых метасоматитов. При этом структура геохимических связей редких элементов в онгонитах и турмалинитах резко различается.
Центрально-Полоусный район. Литий-фтористые граниты Яно-Колымской провинции слагают небольшие штокообразные интрузивы с площадью выхода в первые квадратные километры в пределах складчатых зон мезозоид (пояс хр. Черского, Центрально-Полоусный, Центрально-Янский, Южно-Янский, Чибагалах-Эрикитский, Омсукчанский районы, бассейн р. Нют) (см. таблицу 5). Обычно это светло-серые мелко- и среднезернистые микроклин-альбитовые граниты со слюдой циннвальдитовой, лепидолитовой или фенгитовой серий, обогащенные топазом и флюоритом. Они прорывают гранитоиды раннемеловой серии; по составу от гранитов стандартного типа отличаются глиноземистостью и высокими концентрациями натрия, фтора, рубидия и лития (ГГК, 19991), [261, 412]. Субвулканическая фация Li-F-гранитов представлена небольшими телами в прииндигирской части хр. Черского, где они локализованы в ранних эффузивах Уяндино-Ясачненского вулканического пояса. По особенностям минерального и химического состава субвулканические онгориолиты сходны с подобными породами района Бассейнов и Хребтов США [102, 412].
Литий-фтористые граниты Центрально-Полоусного района характеризуются с использованием данных [88, 261, 263, 382, 392-394, 404]. Редкометалльные граниты Омчикандинского массива (см. рисунок 4) сложены микроклином и альбитом и выглядят внешне как белые «сахаровидные» породы с порфировой структурой. В качестве вкрапленников описаны гороховидный кварц, призматический калиево-натриевый полевой шпат и пластинчатая слюда размером 2-3 мм. Очень характерна пойкилитовая структура «снежного кома», которая выражается в обильном насыщении вкрапленников кварца и полевого шпата мелкими призмами альбита, образующими зоны, параллельные границам зерен.
Основная масса имеет мелкозернистое строение (0.1-0.4 мм) и сложена альбитом, микроклином, кварцем, циннвальдитом и топазом. Акцессорные минералы: монацит, флюорит, колумбит, касситерит, молибденит. Альбит № 2-6 характеризуется низкой степенью упорядоченности. Угол оптических осей 72-78. Микроклин тонкорешетчатый или нерешетчатый с высокоупорядоченным структурным состоянием {-2V= 74-80). Топаз -характерный минерал альбит-микроклиновых гранитов. Наряду с идиоморфными кристаллами топаза отмечены неправильные выделения. Он нередко включен в призматические зерна альбита и корродируется на контакте с последним. Циннвалъдит бесцветный с желтоватым оттенком, пластинчатый с неровными ограничениями и включениями лейст альбита. Оптические константы: Л = 1,588; 2V= 15-20. Особенностью основной массы ЛФГ Полярного штока является обилие вторичного кварца и накрита. Аналогичные альбит-микроклиновые граниты с циннвальдитом, лепидолитом и топазом описаны в пределах Центрально-Янского района, где они слагают небольшие интрузии (Кестер, Верхне-Бургалийская) [88, 382, 392, 393, 394]. В эндо- и экзоконтактовой области интрузий ЛФГ интенсивно проявлены объемные и околожильные цвиттеры, содержащие редкометалльно-оловянную (касситерит, монацит, ксенотим, ильменорутил, вольфрамоиксиолит, танталоколумбит, ферберит, амблигонит) и сульфидную (арсенопирит, лёллингит, халькопирит, станнин, молибденит, висмутин и др.) минерализацию [88, 261, 393, 404].
Онгониты Яно-Колымской провинции описаны в Одиноком штоке, где они представлены сильно грейзенизированными микрозернистыми породами с порфировой структурой. Вкрапленники, составляющие 36-51 % объема породы, включают: кварц, альбит, калиево-натриевый полевой шпат и циннвальдит. Кварц (10-35 %) темно-серый изометричный размером 3-4 мм, калишпат (9-20 %) - высокий и промежуточный ортоклаз (c:Ng = 0-2, -2V= 46-68) с пертитами (Огзо-язАЪу-п); альбит № 1-6 (2-10%) призматический; циннвалъдит (1-2 %) - буроватый литиевый сидерофиллит. Основная масса имеет микроаплитовую структуру. Калиево-натриевый полевой шпат отличается высоким содержанием Rb (K/Rb 69 -80). Циннвалъдит высокожелезистый и высокоглиноземистый (f 95, al 33.4), содержит Li 0.68 %, F 2.48 %. Акцессорные минералы: топаз, флюорит, касситерит, ильменит, монацит, циркон, апатит. По онгонитам развиваются топаз-кварцевые и циннвальдит-топаз-кварцевые цвиттеры [261, 404].
Литий-фтористые граниты и онгониты Якутии характеризуются неустойчивостью химического состава, связанной с их грейзенизацией: наблюдаются существенные колебания содержания Si02 (73.4-75.9%) и K20+Na20 (6.3-8.3%). Отношение Na20/K20 - 0.56-1,39. Глиноземистость очень высокая: /=1.28-1.81 [261]. В альбит-микроклиновых гранитах повышено содержание F, Rb, Sn, Та, Nb, Li:
Онгониты отличаются предельной концентрацией F, Sn, Та. Концентрация F и Fe заметно возрастает в кварц-топаз-слюдистых грейзенах. В целом ЛФГ Якутии имеют региональную геохимическую специализацию на Sn, W, Cs. В Центрально-Янском районе ЛФГ обладают высоким содержанием фосфора: 1.83-1.87 % [382].
Баджальский район. Литий-фтористые граниты данного района (см. рисунок 5) - массивные или полосчатые горные породы светло-серого или белого цвета, сопоставимые по степени кристалличности с вмещающими среднезернистыми лейкогранитами (рисунок 25, а). Внешнее отличие их от лейкогранитов состоит в более светлой окраске, отсутствии порфировидных выделений и упорядоченной цепочечной агрегации кварца. Минеральный состав, об. %: калиевый полевой шпат (33-43), альбит (27-38), кварц (32-36), циннвальдит (3-5), акцессорные минералы - флюорит, циркон-циртолит, монацит-(Се), ксенотим-(У), ильменит, ферберит, вольфрамоиксиолит, самарскит-(УЬ), стрюверит, ишикаваит, эшинит-(У), фергусонит-(У), мышьяксодержащий торит, алланит-(У), черновит(У) и другие - (до 0.3).
Калиево-натриевый полевой шпат топазовых гранитов представлен ксеноморфными и призматическими кристаллами блочно-решетчатого высокого микроклина размером 0.5-8.0 мм с триклинностью Ар = 0.76-0.80. Он отличается низким содержанием альбитовой молекулы (5-9 %) и пертитов (5-7 %), среди которых преобладают микропертиты и струйчатые пертиты толщиной 0.01-0.2 мм. Альбит образует призматические кристаллы с поперечником 0.9-2.5 мм и удлинением от 1:1 до 1:3. Он соответствует альбит-олигоклазу (№ 5-18) и часто окружен каймами чистого альбита толщиной 0.1-1 мм. Своеобразной «визитной карточкой» правоурмийских микроклин-альбитовых гранитов являются небольшие (0.1-0.6 мм) гнезда мелкого циннвальдита с включениями флюорита и топаза внутри кристаллов плагиоклаза, занимающие 30-70 % их объема; в ряде случаев циннвальдит распределен в плагиоклазе зонально, отражая последовательность кристаллизации альбит-олигоклаз —циннвальдит —альбит (рисунок 26, а). В матрице гранитов и в зернах микроклина находится лейстовый альбит № 0-5, отличающийся высокой степенью идиоморфизма и отсутствием включений: толщина лейст составляет 0.1-1 мм, удлинение от 1:2 до 1:5.
Кварц ЛФГ, в отличие от кварца вмещающих лейкогранитов, представлен одной генерацией - светло-серыми гороховидными индивидами близкого размера (0.5-2.5 мм), образующими разобщенные «паукообразные» агрегаты размером 5-8 мм в полевошпатовой матрице (рисунок 25).
Типоморфизм и эволюция акцессорных минералов литий-фтористых гранитов
Вместе с тем вольфрам определенно связывается в иксиолите, а структура иксиолита а-РЬОг может быть трансформирована в структуру вольфрамита путем упорядочения катионов группы A (Fe, Мп) и В (W) по слоям, образуемым цепочками октаэдров, подобно тому, как это происходит в китянлингите [74]. И чем более локальные методы исследования применяют минералоги, тем отчетливее проявляется связь пары вольфрамоиксиолит - вольфрамит. Первооткрыватель вольфрамоиксиолита А.И. Гинзбург (1969), отмечая сходство структур вольфрамита и колумбита, предполагал статистическое чередование или прямое изоморфное замещение (№ Об) " на (\УОб) ", но допускал и возможность их упорядоченного переслаивания. В.А. Корнетова (1982) рассматривает вольфрамоиксиолит как структурированную смесь минералов групп вольфрамита, колумбита и рутила, т.е. результат распада твердого раствора. П. Черни, связывающий образование вольфрамового иксиолита с распадом ниобиевого рутила в пегматитах Колорадо, Урала, Богемии, допускает и его первичный магматический генезис, а также отмечает, что наиболее богатые вольфрамом разности очень близки к ниобиевым вольфрамитам Мозамбика и Чехии [433]. По его мнению, метастабильное минералообразование происходит на фоне неупорядоченного заселения структуры иксиолита гетеровалентными катионами: (Fe2+3W6+3)+i(Fe2+2Nb5+4).i и (Fe3+ Sc3+)+3(Fe2+ » Mn, Mg, Ca).2(Nb5+ Ta5+).
Известны случаи совместного нахождения вольфрамоиксиолита и вольфрамита. А.И. Гинзбург (1969) отмечал присутствие в вольфрамоиксиолите включений вольфрамита. К. Мариньяк (2001) описывает включения ниобиевого вольфрамита в вольфрамоиксиолите из топаз-циннвальдитовых гранитов Зрари (Марокко), выделения вольфрамоиксиолита в ферберите из штокверка Бовуар (Франция) и последовательную смену в гранитах Тин Амзи (Алжир) циннвальдита-1 с включениями вольфрамоиксиолита циннвальдитом-2 с вольфрамитом. В.Л. Чжан (2003) наблюдал в кварцевых жилах месторождения Дацзишан в Южном Китае замещение вольфрамита вольфрамоиксиолитом и вольфрамовым манганоколумбитом. М. Новак (2008) отмечает широкие изоморфные замещения в
Наши данные подтверждают возможность совместного образования указанных минералов магматическим путем. Описанные включения ферберита в вольфрамоиксиолите трудно представить как ядра-зародыши вольфрамоиксиолита. Скорее, они выглядят как продукты распада метастабильной фазы, эволюционирующей в процессе остывания материнской среды. Об этом свидетельствует устойчивый характер взаимоотношения вольфрамовых фаз: постоянство относительной доли включений (около 5-10% площади материнских кристаллов), приуроченность к осевым частям и тяготение к вершинам кристалла-хозяина. Можно сделать вывод, что в иксиолитовой структуре существует кристаллохимическое ограничение на замещение ниобия вольфрамом. Формула первичного минерала, подвергшегося распаду при кристаллизации чукотских гранитов, могла выглядеть следующим образом: (Feo.54Nbo.32Mn0.i7Sco.o6)i.o9(Nbo.34Wo.43Tao.iiTio.i2)i.oo04.oo. Гипотетический минерал был близок к исследованному вольфрамоиксиолиту, но отличался избытком вольфрама и железа [15].
Алланит. С учетом имеющихся данных можно считать, что образование алланита происходило в позднемагматический период кристаллизации субщелочного гранитового расплава, обогащенного иттрием, железом, фтором и водой, в относительно низкотемпературных восстановительных условиях. Подобно тому, как иксиолит пегматитов с его неупорядоченной ромбической структурой приходит на смену упорядоченному магматическому колумбиту материнских гранитов, метастабильный алланит-(У) сменяет стабильный алланит-(Се) при переходе от лейкогранитов к литий-фтористым гранитам. Образованию позднемагматического алланита-(У) сопутствует образование постмагматических псевдоморфоз этого минерала по акцессорному алланиту-(Се) во вмещающих лейкогранитах.
Пользуясь присутствием алланита в породах различных интрузивных комплексов, можно проследить эволюцию его состава в процессе развития гранитоидного магматизма Дальневосточного пояса ЛФГ. Наиболее представительные данные получены при изучении позднемеловой Мяо-Чанской интрузивной серии: алланит установлен в породах трех последовательных комплексов: биотитовых лейкогранитах батолитов, монцонитоидах дайковых поясов и литий-фтористых циннвальдитовых гранитах малых интрузий. Алланиты образуют два генерационных ряда - цериевый и иттриевый. Цериевый алланит эволюционирует от главной фазы биотитовых лейкогранитов через дополнительную к редкометалльным дайкам монцогранит-порфиров по схеме, описанной в алланитах из горных пород континентальных окраин [446]. От ранних генераций к поздним в них возрастает доля алюминия и примерно сохраняется содержание РЗЭ (рисунок 61, стрелка 1); в спектре РЗЭ возрастает доля Y и Gd. Эволюция иттриевого алланита направлена на увеличение доли РЗЭ, прежде всего иттрия, тяжелых РЗЭ и неодима, за счет сокращения доли Al, Fe (рисунок 61, стрелка 2). Сходство трендов геохимической эволюции алланита-(У) в дорудных монцонитоидах и рудоносных ЛФГ указывает на петрогенетическое родство данных комплексов [19].
Анализ эволюции алланита в интрузивных комплексах показывает, что и во вмещающих лейкогранитах, и в редкометалльных гранитах наблюдается смена во времени алланита-(Се) алланитом-(У). В ранних биотитовых лейкогранитах это выражено в описанном выше метасоматическом взаимоотношении цериевого и иттриевого алланитов (рисунок 61, стрелка 3). В редкометалльной интрузивной серии акцессорный алланит-(Се) дайковых пород сменяется алланитом-(У) литий-фтористых циннвальдитовых гранитов (рисунок 61, стрелка 4). Появление обоих видов акцессорного алланита в дайках монцогранит- и граносиенит-порфиров указывает на гетерогенность монцонитоидных комплексов. Как видно, между цериевым и иттриевым алланитом отсутствует постепенный переход: парагенезис алланит-(Се) - алланит-(Y) является геохимически запрещенным.
Таким образом, эволюция состава алланита отражает геохимическую эволюцию гранитоидных серий Дальнего Востока: от цериевых глиноземистых алланитов в комплексах ранних биотитовых лейкогранитов до иттриевых железистых алланитов - в редкометалльных Li-F-гранитах. Алланит-(У) возникает в аномальной геохимической обстановке кристаллизации предельно дифференцированного флюидонасыщенного гранитового расплава или метасоматического замещения алланита-(Се) в относительно низкотемпературных (650-600С) восстановительных условиях. Иттриевый алланит характерен для пород субщелочнолейкогранитовых комплексов, завершающих позднемеловые гранитоидные серии тихоокеанских континентальных окраин и служит индикатором посторогенного редкометалльного магматизма Дальневосточного пояса ЛФГ.
Позднемеловая эпоха редкометалльно-гранитового магматизма
В настоящее время сформировался поэтапный подход к прогнозированию редкометалльных месторождений: 1) выявление факторов и критериев прогнозирования; 2) выделение перспективных объектов; 3) оценка прогнозных ресурсов [8, 41, 88, 195, 251, 253, 270, 285]. В диссертации исследованы пути решения первых двух задач на примерах конкретных оловорудных районов и узлов Дальнего Востока. В основу разработки критериев прогнозирования положены выявленные магматические и метасоматические факторы контроля оловянного оруденения эталонных рудных районов. В соответствии с задачами диссертации автор ограничился исследованием групп магматических, метасоматических и минералогических критериев. При выделении оловоносных РМС ведущими являются магматические критерии [96], которые вобрали в себя частично и структурно-геологические признаки (тектонические условия магматизма, размеры рудоносных интрузий, структурно-морфологические типы рудопроявлений, глубина рудоотложения). При исследовании метасоматических критериев, наоборот, круг признаков был сужен: не рассматривались догрейзеновые и сопряженные с ними ореолы слабопроявленных изменений - региональных метасоматитов: биотититов, пропилитов, фельдшпатолитов и др. Выбирая минералогические критерии, автор прибегал к тесно связанным с ними геохимическим признакам рудоносности. Ниже на примере двух типовых районов распространения ЛФГ проанализированы признаки наличия, масштаба и эрозионного среза редкометалльного оруденения, предложены критерии прогнозирования и проведен сравнительный анализ рудных объектов.
Северный рудный узел. Прогнозные исследования Северного массива во второй половине XX века проводились в основном на структурной, геодинамической, геохимической или геофизической основе, то есть с использованием преимущественно косвенных признаков рудоносности. Почти все исследователи пытались компенсировать этот недостаток привлечением прямых признаков оруденения, но последние всегда представляли собой либо чересчур локальные и потому с трудом обнаруживаемое обнажения и развалы рудных тел, либо чересчур обширные и смещенные относительно коренного источника литогеохимические аномалии. При этом не уделялось должное внимание Li-F-гранитам, которые считались фациальной разновидностью биотитовых лейкогранитов главной фазы, а по мнению автора являются редкометалльными рудоносными гранитами, слагающими самостоятельный пыркакайский интрузивный комплекс. Практически не изучались околорудные метасоматиты. По нашему мнению, оценка перспектив оловянного оруденения Северного рудного узла невозможна без детальных исследований петрографических и геохимических особенностей метасоматитов и гранитов по всей его площади и выявления стадийности петрогенеза, зональности и рудоносности гидротермальных образований. Такие исследования должны проводиться на основе специального геологического картирования.
Петрологическое изучение циннвальдит-топазовых гранитов подтвердило их редкометалльную минералого-геохимическую специализацию (см. разделы 2.2.1 и 3.1.2). По своим петрографическим особенностям и степени концентрации редких элементов они резко выделяются среди гранитоидов Чаунской зоны и аналогичны редкометалльным микроклин-альбитовым гранитам Li-F-типа рудоносных массивов Северо-Востока: Омчикандинского, Одинокого, Кестер, Волшебник, Сфинкс. ЛФГ Северного массива уступают по редкометалльности литий-фтористым гранитам Л.В. Таусона [359], превосходя их по накоплению Cs, Be, В, и является более редкометалльными, чем субщелочные фтор-литиевые лейкограниты СМ. Бескина с соавторами [41]. Аналогичные граниты сопровождают оловянное и олово-вольфрамовое оруденение грейзенового и кварцево-жильного типа на месторождениях Полярное и Кестер в Якутии, Тигриное в Приморье, Правоурмийское в Приамурье, Этыка в Восточном Забайкалье, Циновец в Рудных горах.
Литий-фтористые граниты Северного массива относятся к ультраредкометалльным, специализированным на оруденение редкометалльно-оловянной формации. Однако, такие факты, как площадная грейзенизация гранитов главной фазы, отсутствие в эндо- и экзоконтактах залежей редкометалльных гранитов крупных тел полнопроявленных грейзенов и резкое преобладание среди локальных метасоматитов пород повышенной основности (кварц-турмалин-мусковитовых, кварц-турмалин-альбитовых, турмалин-кварцевых) заставляют сделать вывод о том, что упомянутая специализация ЛФГ Северного интрузива оказалась нереализованной на грейзеновой стадии. Причины этого следует искать, вероятно, в конкретных геолого-тектонических условиях формирования массива.
Некоторыми из таких причин могут являться: пластовая форма залегания редкометалльных гранитов и их рассредоточенное, в несколько этажей, распределение в пространстве; отсутствие апикальных выступов ЛФГ. Уже только эти причины определяют неблагоприятный режим эманационной дифференциации расплава и локального накопления летучих и связанных с ними редких элементов [359] и должен приводить к рассеиванию отделяющихся от расплава рудоносных грейзенизирующих флюидов. Следствием этого должно стать наблюдаемое в действительности развитие по площади слабо проявленных цвиттеров, которые несут огромные геохимические «запасы» олова, сконцентрированного в изоморфном виде в темных слюдах, рутиле, вольфрамоиксиолите. В процессе площадной грейзенизации был существенно исчерпан потенциал и других промышленно-важных гранитофильных элементов-спутников олова путем связывания их в изоморфном виде в минералах гранитов и цвиттеров: W, Nb, Та - в рутиле, ильмените, вольфрамоиксиолите, самарските и других тантало-ниобатах; Bi, Pb, U, Th, Y, REE - в висмутопирохлоре, самарските, эшините, фергусоните; Li, Cs - в литиевых слюдах). Вместе с тем, потенциал оловянной рудоносности циннвальдитовых гранитов на стадии ранней грейзенизации не был исчерпан полностью и реализовался на более поздней, турмалинитовой стадии гидротермального этапа развития района.
В качестве критериев генетической связи оловорудных турмалин-кварцевых жил с Li-F-гранитами можно указать следующие: 1) высокие содержания в гранитах бора (2-3 кларка по А.П. Виноградову, 1962), фтора (4-6.5) и олова (в среднем 4.5), принявших на постмагматическом этапе истории района минеральные формы, определяющие состав рудных жил: соответственно турмалина, флюорита и касситерита; 2) наличие общих редких элементов в гранитах и турмалинитах: W, Та, Na, Li, Y, FIREE, Pb; 3) преемственность акцессорной минерализации гранитов и турмалинитов: флюорит, Uh-циркон, монацит-(Се), алланит-(Се), ильменорутил, W-Nb-рутил, апатит, флюоцерит-(Се), ишикаваит, уранополикраз, самарскит, висмутопирохлор, торит, черновит-(У), алланит-(У); 4) полярность структуры геохимических связей элементов, крайними членами которой являются Li-F-граниты и оловорудные образования турмалинитовой стадии. Но главным критерием рудоносности ЛФГ, безусловно, является их тесная и закономерная пространственная связь с рудными турмалинитами. В процессе картирования гранитоидов и рудных образований установлено, что размещение оловорудных турмалинитов Северного рудного узла в целом контролируется поверхностью центрального купола Северного массива, положение рудных полей связано с ареалами развития силлов Li-F-гранитов в апикальных выступах кровли второго порядка, а местоположение конкретных месторождений определяется залеганием и мощностью рудоносных силлов ЛФГ (см. раздел 5.1.3).
