Геология рудных месторождений, 2020, T. 62, № 1, стр. 76-104

ВВЕДЕНИЕ

Территория Юго-Восточного Забайкалья, а в особенности его юго-восточная часть (Приаргунский тектонический блок), представляет собой область широкого проявления процессов позднемезозойского магматизма, высокой концентрации гидротермальных месторождений разнообразных металлов, а также яркий пример поясового распределения разных видов полезных ископаемых, большая часть которых относится к категории стратегических и высокотехнологических критических металлов (Бортников и др., 2016). Обсуждение этого феномена имеет многолетнюю историю. Тем не менее, очевидна и никем не оспаривается пространственная и временная взаимосвязь большинства рудных и нерудных месторождений с позднемезозойским магматизмом. Однако степень генетических и парагенетических взаимосвязей руд и металлов не всегда бывает однозначной. Так, например, если относительно редкометального (Ta, Li, Be, Nb, Sn, W) оруденения приуроченность их к лейкократовым редкометальным гранитам позднеюрского-раннемелового возраста не вызывает возражений, то в отношении других металлов (Pb, Zn, Au, Cu, Ag, U, Mo) эти зависимости не представляются столь однозначными. Одним из путей решения этой проблемы может быть применение данных геолого-геофизических исследований, которые проводились на этой территории в течение многих лет. Опубликованные в литературе геологические построения основаны на интерпретации результатов региональных исследований гравитационных и магнитных характеристик земной коры Забайкалья. Так, установлено (Лишневский, 1991; Лишневский, Бескин, 1994; и др.), что пространственное положение месторождений редких и редкоземельных металлов вполне совпадает с областями пониженного спокойного значения магнитного поля и, соответственно, с проявлениями кислого магматизма восстановленного (ильменитового) типа. Этому в Юго-Восточном Забайкалье соответствуют интрузивные и субвулканические тела лейкогранитов и Li–F-гранитов кукульбейского комплекса, занимающего большую часть Агинского блока и часть Приаргунского блока. Месторождения более многочисленной группы металлов, включая и уран, приурочены к областям повышенного и повышенного знакопеременного магнитного поля, которым соответствуют поля распространения вулканитов контрастного состава и пород монцонит-граносиенит-гранодиоритового ряда (окисленного или магнетитового типа, шахтаминский комплекс). Преимущественное развитие в разных блоках Юго-Восточного Забайкалья шахтаминских гранитоидов так называемой “магнетитовой” серии или кукульбейских гранитоидов «ильменитовой» серии отражается в характере физических полей, которые в общих чертах совпадают с поясовым (по С.С. Смирнову) строением Забайкалья (фиг. 1).

Фиг. 1.

Cтруктурно-металлогеническая схема Юго-Восточного Забайкалья и прилегающих территорий. 1 – Западно-Становая область с Au–Mo–Cu–U оруденением; 2 – мезозойские прогибы, выполненные континентальными и морскими осадками, а также субщелочными и известково-щелочными вулканитами с месторождениями U, Mo, Cu, Pb, Zn, Au, Ag; 2а – часть Монголо-Приаргунского вулканического пояса с преимущественным развитием уранового и флюоритового оруденения; 3 – позднемезозойские редкометальные (Ta, Li, Nb, Be, Sn, W) пояса, связанные с интрузиями лейкократовых гранитов; 4 – зона развития MZ2 гранитоидов Большого Хингана; 5 – Монголо-Охотская сутура и ее Ононская ветвь; 6 – границы редкометальных рудных районов; 7 – террейны и структурно-тектонические зоны: I – Западно-Становой, II – Агинский, III – Аргунский, IV – Монголо-Приаргунский вулканический пояс, V – Аргунская металлогеническая зона, VI – Большехинганский блок; 8 – главные разрывные нарушения; 9 – государственные границы. Месторождения: 10 – U, (±Mo, As, Pb, Zn,); 11 – Ta, W, Sn, Nb, Li, Be. Цифрами обозначены наиболее крупные yрановые (1 – Стрельцовское рудное поле, 2 – Дорнотское рудное поле) и редкометальные (1 – Шерловая Гора, 2 – Этыка, 3 – Орловское, 4 – Шумиловское) объекты (по Эндогенные рудные…., 1984; Лишневский, Бескин, 1994; Геологическое строение…, 1997; Wu et al., 2011, Pirajno, 2013).

Согласно Г.И. Менакеру (1972, 1990), к одной из возможных причин регионального поясного размещения рудных месторождений Юго-Восточного Забайкалья относится вероятное существование в верхней части земной коры физической (плотностной) и химической границы, разделяющей самый верхний гранитно-осадочный и подстилающий его (условного состава) диорит-метаморфический слой. Глубина залегания кровли нижнего, “диоритового”, слоя оказывает решающее влияние на размещение типов промышленного оруденения. Так, например, в тектонических блоках с его неглубоким залеганием или при выходе его на поверхность развито оруденение “фемического” типа: золотое, полиметаллическое, медно-молибденовое. К областям или поясам с преобладанием повышенного магнитного поля приурочена большая часть (не менее 75%) площадей развития мезозойских эффузивных образований и вулканических структур. Эта закономерность хорошо прослеживается, например, при сопоставлении карты-схемы кольцевых вулканических структур латитового магматизма Восточного Забайкалья (Таусон и др., 1984, стр. 304) и карты районирования магнитного поля этого же региона (Лишневский, 1991; Лишневский, Бескин, 1994). При этом очевидно закономерное совпадение (фиг. 2) большей части вулканических построек, группирующихся в пояса, с областями повышенных или варьирующих значений магнитного поля. Цепочки вулканических кальдер, по-видимому, индексируют протяженные, преимущественно северо-восточные, зоны земной коры с повышенной проницаемостью для магмо- и флюидопотоков. С этими же областями связаны и интрузивные массивы магнетитового типа (шахтаминский, сретенский, амуджиканский комплекс), а также месторождения и рудопроявления Mo, Cu, U, Au, W, Pb, Ag, Zn c широким спектром сопровождающих их околорудных метасоматитов.

Фиг. 2.

Типы магнитных полей Восточного Забайкалья и распространение поясов кальдерных построек и кольцевых вулкано-купольных сооружений позднемезозойского возраста (по Таусон и др., 1984; Лишневский, Бескин, 1994, с дополнениями авторов). 1 – зона Монголо-Охотской сутуры; 2 – Ононская ветвь Монголо-Охотской сутуры; 3 – площади повышенного и варьирующего магнитного поля; 4 – площади спокойного пониженного магнитного поля; 5 – зоны повышенной проницаемости земной коры; 6 – контуры проведенных магнитных съемок; 7 – области преимущественно пониженного магнитного поля с преобладающим Sn, W, Li, Ta профилем оруденения; 8 – области преимущественно повышенного и варьирующего знакопеременного поля с преобладающим Mo, Au, U, Pb, Ag, Zn, Cu оруденением; 9 – кальдерные постройки, вулкано-тектонические и кольцевые вулкано-купольные сооружения (Таусон и др., 1984, стр. 199) с дополнениями авторов: 1 – Харалгинская, 2 – Акуинская, 3 – Алханайская, 4 – Тыпчеруйская, 5 – Усуглинская, 6 – Дарасунская, 7 – Дельмачикская, 8 – Шадоронская, 9 – Долгокычинская, 10 – Алекзаводская, 11 – Мулинская, 12 – Куйтунская, 13 – Нерзаводская, 14 – Краснояровская, 15 – Широкинская, 16 – Култуминская, 17 – Усть-Начинская, 18 – Будюмканская, 19 – Карийская, 20 – Жирекенская, 21 – Стрельцовская, 22 – Североаргунская; 23–31 – вулкано-тектонические сооружения на соседней территории Китая и Монголии с Mo–Cu-порфировым, золото-полиметаллическим и U-оруденением (Урановые месторождения…, 2009; Ouyang et al., 2013; Pirajno, 2013 и данные авторов): 23 – Бадагуань (Cu–Mo), 24 – Вунугетушань (Cu–Mo), 25 – Джиавула-Чаганбулаген (Pb–Zn–Au), 26 – Энгершанд-Цав (Pb–Zn–Au–Ag), 27 – Дорнотское рудное поле (U), вулканотектонические структуры: 28 – Угтамская (U), 29 – Тургенская (U), 30 – Верхнетургенская (U), 31 – Дучгольская (U).

Позднемезозойский интрузивный магматизм (табл. 1) в регионе начинается в среднеюрское время с интрузий монцонит-граносиенит-гранодиоритового состава (шахтаминский комплекс), которые более широко проявлены в северной части Приаргунского блока. Формирование шахтаминского комплекса завершается внедрением даек пестрого состава (от лампрофиров до гранит-порфиров), с которыми многие исследователи связывают образование многочисленных месторождений Приаргунского полиметаллического пояса. Одновозрастный ему комплекс вулканитов (базальтоидных, латитовых, шошонит-латитовых) развит в Шадоронской, Широкинской, Акатуевской вулканических депрессиях. Геохимические исследования средне-позднеюрского магматизма этой территории Юго-Восточного Забайкалья (Таусон, 1982, 1989; Таусон и др., 1989; Козлов, 2011; Козлов, Ефремов, 1999; и др.), несомненно, свидетельствуют об обогащенности калиевых базальтоидов, монцонитоидов и шахтаминских гранитоидов фтором, бором и некогерентными редкими компонентами, значительно превышающими их кларковые содержания. Южнее (в пределах собственно Приаргунского вулканического пояса) юрский интрузивный магматизм проявлен гораздо слабее, при интенсивном развитии контрастных по составу излияний и экструзий субщелочных магм от базальтоидного до ультракислого состава. Здесь в течение длительного времени, начиная со средней юры, формируются крупные вулкано-тектонические структуры с кальдерными постройками (Тулукуевская вулкано-тектоническая структура, вмещающая Стрельцовскую кальдеру и урановые месторождения Стрельцовского рудного поля, и Куйтунская кальдера) и вулканогенные прогибы (Южноаргунский, Шаманский, Среднеаргунский и др.), в которых чрезвычайно широко развиты разнообразные фации кислого вулканизма (риолиты и риолитовые игнимбриты, субвулканические, гипабиссальные граносиенит-порфиры, кварцевые сиенит-порфиры, гранит-порфиры). Эти породы в начале раннего мела завершают грандиозные события позднемезозойского вулканизма. На примыкающих к Забайкалью территориях Монголии и Китая (см. фиг. 1) одновозрастные магматиты вмещают многочисленные проявления и крупные месторождения урана (Дорнотское рудное поле), крупные месторождения полиметаллов (Цав), меди, молибдена (Вунугетушань, Бадагуань), серебра, золота, флюорита.

Близодновременно с последним этапом кислого эффузивного вулканизма в блоках гранитно-осадочного типа с относительно погруженным диоритовым слоем произошло внедрение гранит-лейкогранитных интрузий кукульбейского комплекса, с которыми в этом регионе генетически связаны многочисленные месторождения и рудопроявления Ta, Li, Sn, Be, W. Все они сосредоточены в массивах редкометальных гранитов: Шерловогорском, Хангилайском (Орловское месторождение), Букукинском и Белухинском, Этыкинском и др. Гранитоиды этого типа характеризуются резко повышенными по сравнению с кларковыми содержаниями некогерентных гранитофильных элементов, а некоторые крайние их дифференциаты (альбит-амазонитовые граниты с вкрапленностью танталита, микролита и др.) уже сами по себе представляют проявления редкометальных руд. Вольфрам обнаруживает амбивалентное распределение – несколько чаще он встречается совместно с касситеритом в кукульбейских лейкогранитах, но обнаруживается также в виде вольфрамита и шеелита в месторождениях молибдена, а также в скарнах (Андрюшкинское месторождение).

В составе этих ассоциаций на территории Восточной Монголии и Забайкалья кроме интрузивных фаций гранитоидов развиты также и когенетичные им субвулканические, жильные тела пород кислого и среднего состава, обладающих многими чертами сходства или в основном изохимические по отношению к “материнским” массивам Li–F-гранитов: онгониты, онгориолиты, онгориодациты, риолиты, трахириодациты (Коваленко, Коваленко, 1976). Для перечисленных пород характерна обогащенность фтором и литофильными редкими элементами (особенно литием) при низком содержании REE, Zr, Sr. Постоянная пространственная приуроченность этих пород к массивам редкометальных гранитов, общность геохимической специализации, проявляющаяся в обогащении литофильными редкими элементами и сходном типе распределения тугоплавких элементов, изотопно-геохимические и возрастные характеристики позволяют предполагать их определенную петрологическую взаимосвязь. Подробная характеристика Li–F субвулканических пород Шерловой Горы, Ары-Булака и других проявлений редкометальных гранитоидов приведена во многих работах последнего десятилетия. Потоки, покровы и другие формы наземного вулканизма, производного от этих гранитов, в Юго-Восточном Забайкалье не известны.

Приуроченность разнообразных месторождений Южного Приаргунья и приграничных территорий Монголии и Китая к участкам интенсивного проявления мезозойского магматизма, как эффузивного (кальдерные постройки, вулканогенные прогибы), так и интрузивного, в целом бесспорна. Однако для ряда металлов (Pb–Zn, Ag, Au, Cu, Mo, U) генетические или парагенетические взаимосвязи и зависимости размещения оруденения от конкретных магматических тел или вулканических аппаратов остаются неясными. В отношении уранового оруденения для данного региона по-прежнему популярна гипотеза о связи с гипотетическими очагами высокорадиоактивных Li–F-гранитов кукульбейского типа, которые хотя и не развиты в пределах вулканогенных кальдер Монголо-Приаргунского вулканического пояса, но предполагаются в виде невскрытых магматических тел на глубинах в несколько километров (Алешин и др., 2007, Лаверов и др., 2012).

Между тем интрузивные массивы и субвулканические тела высокодифференцированных гранитов, обогащенные редкими элементами и ураном, распространены в соседнем с Монголо-Приаргунским вулканическим поясом Кукульбейском рудном районе и западнее (в Агинской зоне), но сколько-нибудь значимые проявления урановой минерализации на этих территориях не зафиксированы.

ГЕОХИМИЧЕСКИЕ ЧЕРТЫ МЕЗОЗОЙСКИХ КИСЛЫХ МАГМАТИТОВ (НА ПРИМЕРЕ СТРЕЛЬЦОВСКОЙ КАЛЬДЕРЫ)

Стрельцовская кальдера расположена в Тулукуевской вулкано-тектонической структуре и вмещает одноименное уникальное по запасам Стрельцовское урановое рудное поле. Геологическое строение кальдеры изучалось многими исследователями в течение продолжительного периода времени, включая петрогеохимию и минералогию пород, разрез которых можно определить в качестве эталонного для вулкано-плутонических структур Юго-Восточного Забайкалья и Восточной Монголии. Поэтому основные черты развития мезозойского кислого магматизма и возможные взаимосвязи его с рудами стратегических металлов, прежде всего урана, целесообразно рассмотреть именно на примере этого ключевого объекта.

Геологические структуры и магматизм Юго-Восточного Забайкалья развивались в течение ряда тектоно-магматических циклов (Петров и др., 2017), но продуктивной в отношении разнообразного оруденения оказалась только позднемезозойская активизация тектонических и магматических процессов (см. табл. 1). Урановое, молибден-урановое оруденение, а также жильные тела флюорита Стрельцовского рудного поля практически всеми его исследователями связываются с последними фазами юрско-раннемелового кислого эффузивного магматизма и, соответственно, с интенсивными проявлениями флюидопотоков, завершающих этот важнейший в металлогеническом отношении тектоно-магматический цикл. Однако механизмы формирования оруденения в вулканических постройках кальдерного типа и характер рудогенерирующего магматического очага трактуются по-разному. Очевидно, что одна из ключевых ролей в определении источника рудного вещества принадлежит наиболее поздним кислым вулканитам (риолитам, трахириолитам) как непосредственным предшественникам формирования рудных залежей. Действительно, изотопный возраст риолитов и пород заключительной жильной серии Стрельцовского рудного поля, определенный разными методами, соответствует границе юры и мела, в основном около 140 млн лет. Согласно данным U–Pb датирования по цирконам из экструзий риолитов, штоков гранит-порфиров, даек граносиенит-порфиров, линз цезиеносных перлитов (Шатков и др., 2010), проявления кислого вулканизма продолжались до 128 млн лет. Возраст уранового оруденения, локализованного внутри вулкано-тектонических структур (Стрельцовская кальдера, Дорнотское вулканическое сооружение в Монголии и др.), оценивается в 138–135 млн лет (Чернышев, Голубев, 1996; Лаверов и др., 2012). При этом данные изотопной геохронологии кислых эффузивов Монголо-Приаргунского вулканического пояса и редкометальных кукульбейских гранитов в основном совпадают или, по крайней мере, очень близки и на 13–20 млн лет отличаются от более древних эффузивно-субвулканических образований субщелочного (шошонит-латитового) состава, развитых в вулканогенных прогибах и вулканических кальдерах региона (например, приаргунская серия Юго-Восточного Забайкалья) (см. табл. 1). В пределах Шерловогорского рудного района (ближайшего относительно Стрельцовской кальдеры) Rb–Sr датирование субвулканических онгонитов, онгориолитов и гранитов указывает на их формирование в интервале 145.7–141.6 млн лет (Перетяжко и др., 2011; Сырицо и др., 2012). Это обстоятельство послужило одной из причин появления гипотезы об общем как для кислых эффузивов, так и для редкометальных гранитов очаге, индуцировавшем также и урановое оруденение (Лаверов и др., 2012). Однако экструзивные и вулканические магматические образования Li–F-типа (онгониты, онгориолиты, амазонитовые граниты) в пределах вулканических структур Монголо-Приаргунского пояса не известны.

Другим основанием таких представлений явилось сходство некоторых геохимических характеристик обоих типов кислых магматитов (редкометальных гранитов и эффузивных риолитов) этой части Забайкалья и Восточной Монголии, что послужило одним из аргументов в пользу их комагматичности. К таким чертам относятся, например, высокие содержания урана, которые в риолитах Стрельцовской кальдеры достигают 25 ppm, а в гранитоидах редкометального типа до 30 ppm. Кроме того, кислые вулканиты Стрельцовской кальдеры характеризуются вышекларковыми содержаниями ряда гранитофильных элементов (Li, Be, F, Rb, Cs, U, Th). Однако более подробное рассмотрение петро- и геохимических особенностей раннемеловых кислых эффузивов Приаргунья указывает на многие существенные отличия их от интрузивно-субвулканических дериватов редкометальных гранитов.

К одной из особенностей химизма риолитов Стрельцовской кальдеры относится преобладание в группе щелочей калия при широких вариациях натрия (только отчасти это может быть связано с очень сильной гидротермальной проработкой всех вулканитов кальдеры). Их калиевая специфика и повышенная щелочность ясно выражена на диаграмме SiO₂–K₂O (по Pecerillo, Taylor, 1976; Cuney, 2014), на которую вынесены имеющиеся для урановых месторождений Стрельцовской кальдеры и некоторых других вулканических сооружений региона данные по вмещающим вулканитам кислого и среднего состава (фиг. 3). Составы риолитов образуют тесную группу точек, в основном, в субщелочной области. Здесь же приведены сведения о химизме кислых эффузивных пород соседней с Забайкальем территории Большого Хингана (Китай), а также кислых вулканитов Дорнотской вулкано-тектонической структуры в Восточной Монголии. В Стрельцовском рудном поле наиболее богаты калием поздние кольцевые дайки и субвулканические интрузивные тела сиенитов и кварцевых сиенитов.

Фиг. 3.

Диаграмма K₂O–SiO₂ (по Peccerillo, Taylor, 1976; Cuney, 2014) для пород завершающей фазы вулканизма Стрельцовской кальдеры. Составы кислых, субщелочных и щелочных вулканитов: 1 – по данным (Ищукова и др., 2007); 2 – Chabiron et al., 2003; 3 – собственные данные авторов; 4 – кислые вулканиты Александрово-Заводской впадины (Сасим и др., 2012); 5 – кислые вулканиты Большого Хингана (Xu et al., 2013); 6 – риолиты и риолитовые игнимбриты Дорнотской вулкано-тектонической структуры (Монголия) (Модель формирования…, 1990). Серии пород: I – калиевая щелочная, II – субщелочная (латитовая, шошонитовая), III – высококалиевая известково-щелочная, IV – известково-щелочная, V – толеитовая. Поле 1 – породы Стрельцовской кальдеры; поле 2 – онгониты, онгориолиты (по литературным данным), поле 3 – субщелочные породы (по М. Кюне – устное сообщение), потенциально рудоносные в отношении U, Th и РЗЭ. Светло-серым тоном обозначены поля фигуративных точек риолитов Стрельцовской кальдеры и других вулканических построек Приаргунья.

Почти все фигуративные точки образуют компактную область, отвечающую высококалиевой известково-щелочной серии. М. Кюне (Cuney, 2014; Cuney, 2015, устное сообщение) полагает, что наиболее продуктивны в отношении радиоактивных элементов калиевые трахидациты и трахириолиты. Эти породы сами по себе являются источником урана, который выщелачивается из них в процессе гидротермальной переработки, а затем отлагается в виде рудной минерализации. Предполагается при этом, что обогащенные калием вулканические породы имеют глубинный, мантийный или нижнекоровый, источник, что показано на диаграмме вероятными величинами погружения слэбов в областях палеосубдукции.

При некотором сходстве составов кукульбейских гранитов и кислых эффузивов тургинской серии их геохимические характеристики во многом различны. На фиг. 4 приведены данные двух групп: эффузивных и субвулканических пород кислого состава, вмещающих урановые руды Стрельцовской кальдеры, и гранитоидов и субвулканических пород некоторых редкометальных месторождений Забайкалья. Риолиты Стрельцовской кальдеры и других вулканических сооружений региона весьма обогащены кремнеземом: от 76 до почти 80 мас. %, а в вулканических бомбах и крупных фьямме его содержание превышает 80%. Очевидно, что онгониты и онгориолиты, представляющие жильные дериваты редкометальных гранитов, занимают резко отличную позицию и в основном характеризуются гораздо более низкой кремнекислотностью. Последнее иллюстрирует хорошо известную закономерность, подтвержденную экспериментальными исследованиями (Manning, 1981), о смещении котектических линий и котектических минимумов по мере увеличения содержаний фтора в низкотемпературную, менее кремнекислотную и более богатую Na область составов. Очевидное и значительное обогащение онгонитов и Li–F-гранитов фтором и натрием отражено на диаграммах Харкера (см. фиг. 4). Другие соотношения петрогенных и малых элементов (например, Rb, Li, Zr) позволяют обозначить отличия кислых вулканитов тургинской серии от близких им по возрасту субвулканических и интрузивных пород кукульбейского комплекса Забайкалья, в том числе онгонитов и онгориолитов Ары-Булака и Шерловой Горы (географически наиболее близких Стрельцовской и другим кальдерам Монголо-Приаргунского вулканического пояса). Более того, некоторые соотношения редких элементов не позволяют включать риолиты тургинской серии в ряд кристаллизационной дифференциации гранитов редкометального типа. Например, в этом эволюционном ряду весьма показательно разнонаправленное поведение Zr и Hf. Для риолитов обнаруживается весьма отчетливое обогащение цирконием, даже большее, чем в биотитовых гранитах, которые предполагаются как родоначальные для всего редкометального ряда и большее, чем в гранитоидах шахтаминского комплекса (на фиг. 4 шахтаминские гранитоиды помечены значком “ш”). Цирконий-гафниевое отношение закономерно понижается при кристаллизационной эволюции расплава от гранодиорита к литий-фтористому граниту. Поэтому оно часто используется для определения степени магматической дифференциации гранитоидов (Зарайский и др., 2009). Убывание циркония объясняется предпочтительной концентрацией его в цирконе, при этом гафний остается в эволюционирующем расплаве. Поэтому высокие содержания циркония в риолитах противоречат известному тренду кристаллизации. Отношение Zr/Hf в риолитах колеблется в пределах 32–45, а в недифференцированных кукульбейских гранитах составляет 25–35.

Фиг. 4.

Диаграммы SiO₂ – петрогенные и редкие элементы для кислых магматических пород урановых и редкометальных месторождений Юго-Восточного Забайкалья. 1 – биотитовые и мусковит-биотитовые граниты кукульбейского комплекса; 2 – риолиты и трахириолиты Стрельцовской кальдеры, данные авторов (Петров и др., 2017), а также (Chabiron et al., 2003); 3 – онгониты и онгориолиты месторождений Шерловая Гора, Шумиловское, Этыка, Орловское; 4 – Li–F-амазонитовые и альбит-амазонитовые граниты кукульбейского комплекса; 5 – риолиты и трахириолиты Александрово-Заводской впадины. По собственным данным, а также по литературным материалам (Бескин и др., 1994; Зарайский и др., 2009; Перетяжко, Савина, 2010; Козлов, 2009, 2011; Сырицо и др., 2012; Сасим и др., 2012). Точечными контурами обозначены составы риолитов тургинской серии.

Также отчетливо магматические интрузивные (кукульбейские) и эффузивные (тургинские) серии отличаются комбинациями групп элементов-индикаторов. Следует лишь иметь в виду, что некоторые из характеристичных для данного региона компонентов, например Li и F, чрезвычайно сильно зависят от проявлений метасоматических процессов, в том числе низкотемпературного типа. Так, Li входит в состав тосудита, глинистого минерала, распространенного в аргиллизитах западной части Стрельцовского рудного поля, а F связан с метасоматической флюоритизацией, обычной для многих урановых месторождений. Кроме того, содержания фтора превышают кларковые для всех пород данного региона, включая основные, что представляет одну из региональных особенностей всего Восточного Забайкалья (Таусон, 1982; Козлов, Ефремов,1999).

Все позднемезозойские магматиты кислого состава на территории Юго-Восточного Забайкалья обогащены щелочными металлами Li, Rb, Сs, a также Th, U, а онгониты – Ta, Pb, Hf относительно кларковых содержаний. Однако вариации содержаний этих элементов в породах разных комплексов существенно различаются, что находит отражение в величинах индикаторных отношений (табл. 2).

К другим важным показателям дифференцированности и специализации гранитоидов относятся вариации содержаний пар элементов, обнаруживающих разнонаправленные тенденции изменения их концентраций, например, Li–Rb или Rb–Sr. Редкометальные граниты несомненно обогащены Li и Rb в гораздо большей степени, чем кислые эффузивы тургинской серии. Это наглядно демонстрирует корреляционная диаграмма С.М. Бескина (2007) (фиг. 5), на которую вынесены литературные и собственные данные авторов. Очевидно, что для разных типов гранитоидов в ряду от кварцевых диоритов и гранодиоритов до редкометальных гранитов происходит непрерывное возрастание содержаний этих элементов, а при значительном обогащении пород Li тренд на диаграмме принимает более крутой наклон. Поле, отвечающее вулканитам Стрельцовской кальдеры, занимает область, соответствующую биотитовым гранитам и только частично двуслюдяным гранитам, а содержания Li в недифференцированных гранитах даже выше, чем в риолитах, что при нормальном ходе дифференциации труднообъяснимо. При этом, как упомянуто выше, необходимо учитывать возможное влияние на состав стрельцовских риолитов низкотемпературной аргиллизации, сопровождающейся развитием Li-тосудита.

Фиг. 5.

Корреляционная диаграмма Li–Rb для гранитоидных пород и кислых эффузивов Юго-Восточного Забайкалья. 1–3 – поля (по Бескин, 2007) соответственно: 1 – кварцевых диоритов, монцонитов, гранодиоритов, плагиогранитов, 2 – гранитов, 3 – лейкократовых гранитов и аляскитов; 4 – риолиты Стрельцовской кальдеры; 5 – кварцевые сиениты и сиениты Стрельцовской кальдеры; 6 – редкометальные лейкократовые граниты; 7 – онгониты (Сырицо и др., 2012); 8 – мусковитовые и амазонит-альбитовые Li–F-граниты (Козлов, 2009); 9 – амазонит-альбитовые граниты (Зарайский и др., 2009). 10 – точечный контур показывает область составов пород Стрельцовской кальдеры.

Эволюция гранодиоритов и биотитовых гранитов через лейкократовые, двуслюдяные, мусковитовые граниты к обогащенным Li и F альбит-амазонитовым, топазсодержащим гранитам и их жильным дериватам (онгонитам) сопровождается закономерным возрастанием Rb/Sr отношения (Сырицо и др., 1984). На соответствующем графике (фиг. 6) отражены составы кислых вулканитов и даек граносиенитов из месторождений в Стрельцовской кальдере. Эти породы по содержаниям Sr занимают протяженный интервал, почти до 200 ppm, но при этом Rb остается в основном на уровне гранодиоритов и, отчасти, биотитовых и двуслюдяных грaнитов, что также не вписывается в общий тренд кристаллизационной дифференциации редкометальных гранитов.

Фиг. 6.

Зависимость содержаний Sr и Rb в гранитоидах, эффузивных и субвулканических породах Юго-Восточного Забайкалья, по данным (Сырицо и др., 1984, 2012) с дополнениями (Зарайский и др, 2009; Перетяжко, Савина, 2010; Козлов, 2011) и собственным данным. Поля, отвечающие составам: I – шахтаминского и амуджикано-сретенского комплексов (монцониты, диориты, гранодиориты, жильные гранит-порфиры) (Берзина и др., 2013); II – кукульбейского комплекса биотитовых и двуслюдяных гранитов; III – мусковитовых и мусковит-альбитовых гранитов; IV – литионит-амазонит-альбитовых гранитов; V – онгонитов Ары-Булака, Шумиловского, Орловского и Белухинского месторождений; VI – риолитов и VII – субвулканических пород Стрельцовского рудного поля. Точки фигуративных составов: 1 – стрельцовских риолитов и трахириолитов; 2 – кварцевых сиенитов, сиенит-порфиров, жильных риолитов; 3 – даек трахидацитов, трахириодацитов в редкометальных месторождениях (последнее по Баданина и др., 2008).

Редкоземельные спектры обеих групп магматитов также обнаруживают видимые различия (фиг. 7). Риолиты характеризуются превышением содержаний легких РЗЭ над тяжелыми, и спектры их близки к гранитным, в отличие от “равноплечевого” распределения, характерного для поздних дифференциатов редкометальных гранитов и онгонитов. Такая конфигурация спектра сохраняется даже для жильных риолитов месторождений (Шерловая Гора). Очевидно также значительно более высокое содержание тяжелых РЗЭ и резко выраженный европиевый минимум в Li–F-редкометальных лейкогранитах. Наконец, в наиболее дифференцированных разностях гранитов и в онгонитах могут отчетливо проявляться тетрадные эффекты М-типа (Перетяжко, Савина, 2010; Badanina et al., 2006). Они фиксируют проявления жидкостной несмесимости при существенном обогащении фтором и другими летучими элементами расплавов, что совершенно не характерно для риолитов тургинской серии.

Фиг. 7.

Спектры РЗЭ риолитов Стрельцовской кальдеры (а) и онгориолитов, онгонитов, риолитов (б) кукульбейского комплекса Шерловой горы (по Сырицо и др., 2012), нормированных на хондрит РЗЭ по (Taylor, McLennan, 1985). Спектры РЗЭ для пород Стрельцовского рудного поля приведены по собственным данным (Петров и др., 2017).

Существуют и другие, достаточно определенно выраженные, различия в геохимических чертах кислых магматитов эффузивного и субвулканического типа тургинской серии и обогащенных F и Li гранитоидах и жильных серий кукульбейских гранитов. Очень резко группы магматитов латитового и редкометального ряда различаются по содержаниям F. Несмотря на то, что повышенная фтороносность мезозойских магматитов представляет характерную особенность всего региона, и фтор почти постоянно входит также в состав породообразующих минералов, его содержания в упомянутых группах пород несопоставимы. Так, по данным разных авторов (Козлов, 2009; Владимиров и др., 2007; Антипин и др., 2009; Зарайский и др., 2009; Сырицо и др., 2012) содержания фтора в редкометальных гранитах могут достигать нескольких процентов. В онгонитовом массиве Ары-Булак (район Шерловой Горы) обогащение фтором столь велико, что там зафиксированы явления ликвации высокофтористого расплава с обособлениями выплавок, резко обогащенных флюоритом и другими фторсодержащими минералами (Перетяжко и др., 2011). Однако в риолитах Стрельцовской кальдеры содержания фтора не превышают 0.26 мас. % и только в расплавных включениях (Chabiron et al., 2003; Наумов, 2011) могут возрасти до первых процентов.

Расчет равновесных концентраций фтора в магматических и постмагматических флюидах произведенный нами (Петров и др., 2017) по методу слюдяных геофториметров (Аксюк, 2002) показал, что величина М_HF (молярность) для урановых месторождений занимает область от –2.5 (биотиты) до –3.6 (околорудные иллиты), что значительно ниже величин для Li–F редкометальных гранитов и сопровождающих их грейзенов.

Итак, сравнение петрохимических составов риолитов тургинской серии и субвулканических тел гранит- и граносиенит-порфиров с кислыми субвулканическими дериватами кукульбейских редкометальных гранитов показывает, что тургинские риолиты скорее представляют иную эволюционную ветвь, отвечающую геодинамической ситуации обширных и протяженных вулканических поясов этой части Центральной Азии. Поэтому целесообразно согласиться с представлениями Л.В. Таусона (Таусон, 1982; Таусон и др., 1984) о принадлежности этих эффузивов к последним дифференциатам субщелочного (латитового) магматизма Восточного Забайкалья и сопредельных областей Монголии и Китая. Изучение изотопного состава пород Стрельцовской кальдеры, предпринятое Д.В. Коваленко и соавторами (Коваленко и др., 2014, 2015), показало, что эти величины для риолитов соответствуют: εNd(T) = –1 до –2 и ISr(T) = 0.713–0.715, для трахибазальтов – εNd(T) от –1.5 до +3.4, ISr(T) – от 0.7058 до 0.7065. Значения εNd(T) этих групп пород (риолитов и трахибазальтов) близки, но величины ISr(T) значимо различаются. Следовательно, риолиты Стрельцовской кальдеры являются, вероятно, наиболее поздними кислыми дифференциатами латитовой серии магматитов Приаргунья, но, возможно, наследуют и составы континентальной коры.

Приведенные выше геохимические характеристики, касающиеся магматитов кислого состава, следует дополнить данными по жильным и экструзивным сиенитам, кварцевым сиенитам, субщелочным гранит-порфирам, которые в Стрельцовской кальдере относятся к наиболее поздним магматическим проявлениям и непосредственно предшествуют отложению урановых руд. Заметим, что в ареалах распространения редкометальных гранитов кукульбейского комплекса известны сходные с ними по петрохимическому составу жильные породы среднего и промежуточного с кислыми состава, обычно значительно обогащенные калием (трахидациты, калиевые риолиты, трахириодациты. Поэтому показательно сравнение составов этих двух групп пород в разнотипных рудных полях – урановорудных и редкометальных. Химический состав трахидацитов, трахириолитов и трахириодацитов в редкометальных месторождениях, связанных с гранитами кукульбейского комплекса (Баданина и др., 2008; Сырицо и др., 2012), варьирует в отношении SiO₂ от 67 до 72 мас. %, при фемичности (Fe₂O₃ + MgO) – до 3.5%, индексе A/СNK от 1.24 до 1.83 и высоком содержании калия (до 7.5–10%); в риолитах и трахириолитах содержание калия значительно ниже (4–5%). Кварцевые сиениты, сиениты и гранит-порфиры, жильные риолиты экструзивных тел и кольцевых даек Стрельцовской кальдеры петрохимически сходны по составу с жильными породами Шерловой Горы и других редкометальных месторождений по кремнекислотности и высоким содержаниям калия, но их фемичность выше (от 3.06 до 6.76%), a индекс глиноземистости (A/СNK) в основном ниже и колеблется около единицы (1.19–0.94), что в основном соответствует породам, пересыщенным щелочами. Состав жильных пород обоих типов отражен в табл. 3 (где для сравнения приведены анализы жильных пород из редкометальных месторождений) и представлен на спайдер-диаграмме (фиг. 8).

Фиг. 8.

Спайдер-диаграмма жильных субщелочных пород на урановых и редкометальных месторождениях Юго-Восточного Забайкалья: 1 – жильные сиениты и кварцевые сиениты Стрельцовской кальдеры; 2 – жильные трахириодациты и трахидациты редкометальных месторождений (по материалам табл. 3).

На редкометальных месторождениях Юго-Восточного Забайкалья жильные трахириолиты и трахириодациты обнаруживают очевидное сходство с материнскими гранитами в общей редкометальной специализации по ряду редких литофильных элементов (Li, Rb, Cs, Nb, Ta, W, Sn, Th, U). При этом для некоторых из них ( Rb, Li, Cs, Ta, F) она выражена достаточно резко (табл. 3 и 4). При общем сходстве конфигураций спектров (см. фиг. 8) отмечаются разные соотношения элементов в индикаторных парах – Nb–Ta и Zr–Hf для жильных пород Стрельцовской кальдеры и для редкометальных рудных полей. Для жильных дериватов кукульбейских гранитов очевидно явное обогащение жильных пород танталом и несколько менее выраженное – гафнием, что является типоморфным признаком Li–F гранитов (Зарайский и др., 2009; Сырицо и др., 2012). Отчетливо заметно резкое обогащение этих пород Rb и F и обеднение Zr относительно сходных по петрохимическому составу жильных пород урановых месторождений и, наконец, аномальное обогащение Li, также типичное для редкометального комплекса гранитов. При этом заметные превышения содержаний лития над кларком в жильных породах Стрельцовской кальдеры могут быть обусловлены отчасти влиянием наложенных зон аргиллизации с участием Li-тосудита.

Таким образом, геохимические различия этих двух групп жильных пород представляются довольно значительными. Повышенные содержания ряда типоморфных для редкометальных гранитов компонентов позволяет предполагать образование редкометальных Li–F-гранитов и их жильных серий трахидацитового и трахироидацитового состава за счет общего исходного корового субстрата (Абушкевич, Сырицо, 2007), который, вероятно, отличался от субстрата риолитов тургинской серии в пределах Монголо-Приаргунского вулканического пояса.

Одной из важных геохимических характеристик вмещающих эффузивных пород кислого состава в урановорудных полях являются вариации содержаний в них урана, поскольку обогащенность ураном выше кларковых значений может рассматриваться как один из поисковых критериев. Юго-Восточное Забайкалье представляет весьма благоприятный регион для такого рода анализа, поскольку в последние десятилетия здесь были проведены подробные исследования геохимических составов пород кислого состава как интрузивных (кукульбейский комплекс), так и эффузивных в пределах Монголо-Приаргунского вулканического пояса. При этом вышекларковые содержания урана характерны для всех кислых пород позднемезозойского возраста – интрузивных, жильных, субвулканических, экструзивных, эффузивных, – относимых как к кукульбейскому комплексу, так и к вулканитам тургинской серии. Сравнение этих содержаний в гранитоидных породах разных фаций по индикаторной для степени дифференцированности величине Zr/Hf (Зарайский и др., 2009) с использованием собственных данных и данных других авторов приведено на фиг. 9 и 10. В отношении резко повышенных и ураганных значений U и F следует иметь в виду, что они могут быть связаны с включениями радиоактивных минералов (микролит, самарскит, пирохлор) или с наложениями более поздних гидротермальных процессов флюоритизации. Большинство фигуративных точек содержаний урана в породах высокой степени дифференцированности (амазонит-альбитовые Li–F-граниты, онгониты, мусковитовые лейкограниты) попадают в интервал значений от 5 до 42–27 ppm при содержаниях фтора, доходящих до первых процентов (см. фиг. 10). Однако и биотитовые низкодифференцированные граниты кукульбейского комплекса, часто весьма обогащенные фтором и отличающиеся довольно широкими вариациями цирконий-гафниевых отношений, содержат урана столько же, если не больше. Из этого следует, что кристаллизационная дифференциация гранитоидов, приводящая в итоге к существенному обогащению пород фтором и накоплениям некоторых редких элементов (Та, Nb), не имеет существенного значения для концентрирования урана. Этот элемент, по-видимому, остается в основном в малоподвижном (U^IV) состоянии в составе акцессорных минералов биотитовых и двуслюдяных гранитов восстановленного типа, к которому и относятся гранитоиды кукульбейского комплекса. Все известные к настоящему времени геологические данные указывают на генетическую связь с гранитоидами этого типа в первую очередь месторождений олова, отделяющегося от расплава в восстановленной форме Sn⁺², и в меньшей степени W, который обнаруживает большую индифферентность в отношении окислительно-восстановительных условий (Лишневский, Бескин, 1994; Кигай, 2011). Четырехвалентный уран в восстановительных гидротермальных (ниже 500°С) условиях умеренной кислотности не образует растворимых соединений (Redkin, 1996; Коваленко и др., 2012).

Фиг. 9.

Содержания урана в гранитоидах кукульбейского и шахтаминского комплексов в зависимости от степени кристаллизационного фракционирования расплава, отраженного в величине отнoшения Zr/Hf (по данным Зарайский и др., 2009; Сырицо и др., 2012; Badanina et al., 2006; Берзина и др., 2013). Для сравнения приведены данные по риолитам Стрельцовской кальдеры. 1 – поле составов гранодиоритов и кварцевых сиенитов шахтаминского комплекса, 2 – поле составов биотитовых гранитов кукульбейского комплекса; 3–5 – точки составов: 3 – лейкограниты кукульбейского комплекса, 4 – альбит-амазонитовые Li–F-граниты, 5 – субвулканические онгониты и онгориолиты кукульбейского комплекса, 6 – риолиты Стрельцовской кальдеры.

Фиг. 10.

Содержания урана в гранитоидах кукульбейского и шахтаминского комплексов в зависимости от общих содержаний фтора в разных дифференциатах гранитоидов (по данным: Таусон и др., 1984; Бескин др., 1994; Зарайский и др., 2009; Козлов, 2009, 2011; Перетяжко, Савина, 2010; Сырицо и др., 2012; Badanina et al., 2006; Берзина и др., 2013 и собственным данным авторов). 1 – граниты кукульбейского комплекса биотитовые и двуслюдяные (оконтурены штриховой линией), 2 – онгониты, 3 – риолиты Стрельцовской кальдеры, 4 – амазонитовые и Li–F-граниты, 5 – гранитоиды шахтаминского комплекса, 6 – границы кларковых содержаний U и F для гранитоидов (Справочник по геохимии, 1990).

В заключение раздела следует рассмотреть данные о накоплении урана в остаточных фракциях застывающих магматических тел, сохраняющихся в виде расплавных включений. Согласно имеющимся для рассматриваемой территории сведениям (Сырицо и др., 2012), такие включения в высокодифференцированных Li–F-амазонитовых гранитах обнаруживают снижение концентраций урана и других рудных компонентов, например Ta, Nb, Li, в расплаве относительно содержаний в породе. Такое перераспределение, по мнению авторов, свидетельствует о кристаллизации рудных минералов (колумбита-танталита, самарскита, микролита), которые, вероятно, поглощают также и радиоактивные элементы в виде изоморфных примесей. В остаточном онгонитовом расплаве по сравнению с породой резко понижено также содержание Rb, Nb, Ta, Zr, Hf, U и Th, причем содержание урана может уменьшаться в 10–17 раз. Наряду с этим в остаточных расплавах менее дифференцированных пород (жильные трахириодациты редкометальных месторождений) и в расплавных включениях риолитов Стрельцовской кальдеры концентрация урана достигает соответственно 42.09 и 26 ppm (Сырицо и др., 2012; Наумов и др., 2011; Chabiron et al., 2003) при общих содержаниях урана в этих породах от 3.8 до 23 ppm.

Интересные данные по составам расплавных включений содержатся в работе, касающейся рудопроявлений урана провинции Брансвик в Канаде (Gray et al., 2011). Авторами сообщается о значительном обогащении ураном остаточных расплавных включений в позднепалеозойских риолитах: во включениях из вкрапленников кварца и плагиоклаза содержания урана достигают 34 ppm, а в остаточных расплавах в вакуолях стекловатой основной массы (syneruptive inclusions) они достигают 95 ppm. При этом размеры рудных тел и содержания полезного компонента (урана) невелики и не сопоставимы с месторождениями Стрельцовской кальдеры. Имеющиеся литературные данные по остаточным расплавным включениям вынесены на диаграмму (фиг. 11). Анализ диаграммы показывает, что высокие содержания урана во включениях риолитов Стрельцовской кальдеры не являются уникальными и могут наблюдаться и на неурановых (в данном случае – редкометальных) месторождениях. Это явление, вероятно, отражает региональную геохимическую специфику кислого J₃–K₁ магматизма Юго-Восточного Забайкалья наряду с общей обогащенностью его фтором и редкими элементами, что не наблюдается, например, в других регионах (Наумов и др., 2011). Существенное обогащение ураном (и цезием) расплавных включений в стекловатых матрицах и вулканических стеклах подтверждает возможность концентрирования этих элементов в стекловатых средах (Шатков и др., 1970).

Фиг. 11.

Содержания урана в расплавных включениях разных групп пород кислого состава (по Кузнецов и др., 2004; Наумов и др., 2011; Сырицо и др., 2013; Chabiron et al., 2003; Gray et al., 2011). Серое поле (I) – расплавные включения в риолитах урановых месторождений. 1 – состав включений в риолитах месторождений урана Стрельцовского рудного поля, 2 – в онгонитах и Li–F гранитах Шерловой Горы, 3 – в риолитах района Мо–W-месторождения Тырны-Ауз (Северный Кавказ), 4 – во вкрапленниках кварца из риолитов урановых проявлений Нью Брансвик (Канада), 5 – из стекловатой матрицы (поле II) тех же риолитов.

МЕТАСОМАТИЧЕСКИЕ ПРОЦЕССЫ В СВЯЗИ С ПРОЯВЛЕНИЯМИ МЕЗОЗОЙСКОГО КИСЛОГО МАГМАТИЗМА

Юго-Восточное Забайкалье представляет область очень широкого и разнообразного проявления метасоматических процессов. На примере этого региона появляется возможность в общих чертах проследить характер развития метасоматических процессов в зависимости от преобладающего типа магматизма (гранитоидного редкометального или гранитоидного субщелочного (шахтаминский тип) и эффузивно-гипабиссальных вулканитов тургинской сериии соответственно), а также установить приуроченность к ним уранового оруденения. Известные к настоящему времени основные разновидности метасоматитов сведены в таблицу (табл. 5).

Уже из беглого анализа таблицы следует, что с разными типами магматитов ассоциируют определенные метасоматические формации. Для лейкогранитов и редкометальных гранитов типоморфны грейзены и в гораздо меньшей степени березиты и аргиллизиты. Для субщелочного шахтаминского комплекса и эффузивно-гипабиссального комплекса тургинской серии характерен более широкий спектр метасоматитов, но за исключением грейзенов. Урановая минерализация ассоциирует только с наиболее низкотемпературной частью этого спектра (аргиллизиты, гидрослюдистые метасоматиты). Частично проблемы взаимосвязей метасоматоза с определенными типами магматизма для регионов с интенсивными проявлениями гранитоидного магматизма освещались в более ранних работах (Иванова, 1976; Гайворонский, 1986; Марин и др., 1990). Так, например, по поводу соотношений скарнов и редкометальных грейзенов Юго-Восточного Забайкалья Б.А. Гайворонским (1986) отмечено, что “…в связи с умеренно кислыми гранитоидами (шахтаминский комплекс) наиболее длительно и полно проявляются процессы ранней щелочной стадии (имеется в виду ранний высокотемпературный K-метасоматоз). Кислотная стадия в этом типе гранитоидов проявляется лишь в окварцевании, а типичные процессы грейзенизации не характерны”.

В пространственной связи с шахтаминскими гранитоидами проявляются процессы скарнообразования с золото-шеелит-сульфидным типом оруденения. Оно представлено вкрапленностью шеелита в пироксен-гранатовых, флогопит-пироксеновых скарнах и в кварцевых прожилках (Хара-Шибир-Уронайская рудная зона в Агинском блоке, в Приаргунье – Быстринское рудное поле, Калгинское месторождение, Харганашинский гранитоидный массив). Золото и сульфиды в скарнах связаны с наложенной на них гидротермальной сульфидной стадией оруденения (Подлесский и др., 1998), сопровождающейся березитоподобными метасоматитами.

Метасоматиты медно-молибден-порфировых систем Юго-Восточного Забайкалья относятся к типу, характерному для областей внутриплитной активизации (Кривцов и др., 1987). Все они пространственно и генетически связаны с проявлениями монцонитоидного гранитного магматизма (шахтаминский – сретенский – акатуевский комплекс), особенно с малыми порфировыми интрузиями гранит- и граносиенит-порфиров этого комплекса (Коваленкер и др., 2011). Порфировые интрузии играют роль центра развития магмато-гидротермальных систем, а возникающая возле магматических тел кольцевая метасоматическая зональность в общих чертах повторяется во всех молибденовых месторождениях региона. В качестве одного из примеров может быть рассмотрена зональность Бугдаинского Cu–Мо с Au и полиметаллами месторождения. В обобщенном виде она может быть представлена следующими зонами (от центра к периферии): эндоконтактовые калишпатовые метасоматиты → экзоконтактовая зона калиевого метасоматоза (калишпатовые, флогопит-калишпатовые метасоматиты) и наложенное на нее окварцевание → зона флогопитовых метасоматитов с магнетитом → пропилиты хлорит-актинолит-эпидотового состава → серицитовые метасоматиты → аргиллизиты. Для всех молибденовых месторождений и рудопроявлений Юго-Восточного Забайкалья характерно отсутствие зоны “классических” вторичных кварцитов (vuggy quartz) с пирофиллитом, алунитом, андалузитом и другими кислотофильными минералами, а также зон ангидритовой минерализации и ангидритовых жил, т.е. тех парагенезисов, которые характеризуют кислотную и сульфатную среду минералообразования (Einaudi et al., 2003). Формирование зон серицитизации, судя по данным геохронологии, отделено от времени внедрения гранит-порфиров (159–155 млн лет), а также других пород жильной серии шахтаминского комплекса значительным промежутком времени, составляющим около 20 млн лет (Андреева и др., 1996; Берзина и др., 2013).

Березиты, кварц-серицитовые, гидрослюдистые метасоматиты очень широко распространены на Au, U, Cu–Pb–Zn, Ag–Pb–Zn, отчасти флюоритовых месторождениях Юго-Восточного Забайкалья. Гидрослюдистые метасоматиты весьма близки по составу и зональности к березитам. Они отличаются развитием гидрослюд и смешанослойных иллит-смектитов вместо серицита, а также отсутствием пирита в составе метасоматических зон. И изотопный возраст гидрослюдистых метасоматитов соответствует интервалу 140–132 млн лет. Они особенно широко развиты в эффузивных породах рудоносных кальдер и вулканогенных прогибов (в том числе в Восточной Монголии), где сопутствуют урановому и флюоритовому оруденению. Принципиальных различий строения метасоматических ореолов березитов и гидрослюдизитов нет, за исключением бóльшей “размытости” метасоматической зональности и явно более низкотемпературного состава поздней жильной минерализации. В составе последней преобладают глинистые минералы: бертьерин, халцедоновидный кварц, иногда цеолиты. Интенсивность проявления процессов гидрослюдизации только в общих чертах соответствует масштабам оруденения, поскольку в высокопроницаемых вулканогенных породах ореолы околорудного метасоматоза могут быть очень обширными. Время развития этих процессов отчасти перекрывается с березитизацией на полиметаллических месторождениях и в основном соответствует самому началу раннего мела (140–129 млн лет).

Березиты развиты на всех известных полиметаллических и Au–Ag-полиметаллических месторождениях Юго-Восточного Забайкалья, локализованных в силикатных породах. Изотопный возраст березитов Приаргунского блока близок возрасту гидрослюдизитов с урановой минерализацией. Строение метасоматической зональности и состав березитов Юго-Восточного Забайкалья соответствует типовым для этой метасоматической формации, за исключением, вероятно, только проявлений борной минерализации на ряде месторождений Приаргунского блока, особенно в Au-полиметаллических (Новоширокинское, рудопроявления Мулинской впадины и др.). Кварц-серицитовые (бескарбонатные или с их незначительным содержанием) метасоматиты характерны для внешних зон молибден-порфировых систем (Бугдаинское, Шахтаминское месторождения). Время развития процессов березитизации соответствует концу поздней юры или границе юры и мела (150–138 млн лет). Обзор этих данных содержится в нашей работе (Андреева и др., 1996). Отметим, что большая часть определений выполнена К–Ar методом, и за прошедшие годы количество данных изотопного датирования заметно не увеличилось.

Важной особенностью всех метасоматических слюд березитов и гидрослюдизитов Юго-Восточного Забайкалья (серицитов, гидрослюд, смешанослойных иллит-смектитов) является их исключительно калиевый характер. Он практически не зависит от составов исходных пород и положения в метасоматической зональности, а Na/K отношение в слюдах в основном не превышает 0.05 (см. ниже).

Аргиллизиты могут располагаться в рудных полях разной специализации и вне участков рудной минерализации. В своем распространении они не подчиняются влиянию конкретных геоструктурных и магматических комплексов. Наиболее ярко и разнообразно аргиллизиты проявлены внутри вулканических кальдер и прогибов Монголо-Приаргунского вулканического пояса и в гораздо меньшей степени внутри массивов лейкократовых редкометальных гранитов. Минеральный состав гидротермальных аргиллизитов характеризуется развитием минералов группы каолинита и смектита, менее характерны смешанослойные иллит-смектиты, хлорит-смектиты, селадонит, бертьерин. Кроме глинистых минералов присутствуют разнообразные цеолиты (в основном высококремнистые), халцедон, кристобалит, карбонаты. Аргиллизиты (в основном кварц-каолинитового состава) вмещают урановое оруденение в западной части Стрельцовского рудного поля (месторождения Аргунское, Пятилетнее, Жерловое и др.). Особую, вероятно, наиболее кислотофильную, группу аргиллизитов представляют метасоматиты золоторудных месторождений и рудопроявлений “балейского” типа (собственно месторождения Балей и Тасеевское, Васильевский Хутор и др.), для которых характерно развитие кварц-каолинитового парагенезиса и наличие зон интенсивного отложения мелкозернистого часто халцедоновидного кварца (кварцевых шляп) на верхних горизонтах. Однако отсутствие в составе метасоматитов сульфатов (алунита, ангидрита) указывает на восстановительный характер гидротермального флюида (Русинов, Русинова, 1977; Коваленкер, 1995). Проявления околорудной аргиллизации известны и на флюоритовых месторождениях этого региона (Калангуевском, Уртуйском, Урулюнгуевском), где в составе околорудных пород преобладает каолинит-смектитовая ассоциация. Практически на всех месторождениях Юго-Восточного Забайкалья распространены пострудные зоны аргиллизации, отчетливо следующие разрывным нарушениям чаще всего субмеридиональных направлений. Они, как правило, безрудны или несут незначительную прожилковую пиритовую, кальцитовую, флюоритовую минерализацию. Состав глинистых минералов однообразен (каолинит-смектитовый) с некоторыми колебаниями в зависимости от субстрата. Смектит чаще представлен бейделлитом.

Иной перечень метасоматических фаций обнаруживается в пределах распространения кукульбейского интрузивного комплекса, с которым пространственно и генетически связано мезозойское редкометальное (Sn, W) оруденение, а в амазонит-альбитовых гранитах – руды Li–Ta–Nb–Be. К наиболее распространенным метасоматическим преобразованиям здесь относятся грейзены. Скарнообразование в контактах с кукульбейскими гранитоидами проявлено редко, а если оно и имеется, то скарны в значительной степени замещены наложенными на них грейзенами (Гайворонский, 1986). Среди последних выделяются несколько фаций по составу внутренней метасоматической зоны: кварц-мусковитовая, кварц-мусковит-фоюоритовая, кварц-топазовая, кварц-турмалиновая, кварц-сидерофиллитовая (цвиттеры) (Онтоев, 1974; Бескин и др., 1994 и др.). Грейзены с оловянным оруденением часто содержат литиевые слюды (циннвальдит, лепидолит и др.). Отсутствие или очень слабое развитие скарнов в связи с кукульбейскими гранитами, возможно, обусловлено кислотным характером постмагматических флюидов, прежде всего, чрезвычайно высокой фтороносностью магматических комплексов такого типа (Зарайский и др., 2009). Это никак не могло способствовать формированию скарновых парагенезисов минералов, отвечающих условиям магматической или ранней постмагматической субщелочной стадии (Метасоматиты…, 1998). Кроме того, как известно, состав лейкогранитов кукульбейского комплекса, часто приближающийся к эвтектическому, отвечает температурам более низким и неблагоприятным для формирования скарнов и соответствующего оруденения. Низкотемпературные метасоматиты (березиты и аргиллизиты) иногда присутствуют и в пределах рудных полей с редкометальным оруденением, но они развиты весьма ограниченно и сопровождают незначительную полиметаллическую минерализацию. К примерам такого совмещения редкометального и полиметаллического оруденения и, соответственно, серицитовых метасоматитов с грейзенами, можно отнести рудные поля Хапчеранги и Шерловой Горы. Бедная сульфидная минерализация, сопровождаемая березитоподобными метасоматитами, наблюдалась нами в районе Жергоконского гранитоидного массива в Чикой-Ингодинском районе Забайкалья. Эволюция мезозойского грейзеново-рудного процесса не всегда приводит к появлению метасоматитов березитового или гидрослюдизитового типа и развитию зон аргиллизации, это возможно, только если остаточные флюиды не рассеиваются в экзоконтактах массивов лейкогранитов.

ОБСУЖДЕНИЕ РЕЗУЛЬТАТОВ

Забайкалье – старинный горнорудный район, для которого еще со времен работ С.С. Смирнова хорошо известно поясное распространение разных групп полезных ископаемых, представляет собой наглядный пример закономерного развития магмато-гидротермальных систем в зависимости от конкретных геодинамических обстановок. Хорошо известно, что пространственное размещение рудных месторождений не хаотично, но тесно связано с предысторией каждого конкретного геоблока, эволюцией его геодинамики и магматизма, которые активно взаимодействуют и задают тренд в развитии минералообразующих cиcтем. Обсуждение этих вопросов имеет важное прикладное значение, поскольку позволяет оценить прогнозные перспективы обнаружения ряда стратегических полезных ископаемых на изучаемой территории.

Как следует из приведенных в предыдущих разделах данных, сложная мозаично-блоковая структура Юго-Восточного Забайкалья, сформированная в течение позднего мезозоя, обусловила территориальную обособленность магматических проявлений и определенных групп полезных ископаемых, с которыми предполагаются их парагенетические (а возможно, и генетические) взаимосвязи. Метасоматические формации также развиваются в соответствии с магматическим и структурно-геодинамическим профилем каждого конкретного блока региона. В пределах всего Юго-Восточного Забайкалья именно эти черты и формируют так называемый “поясовой” металлогенический облик территории. Несовпадающими характеристиками геодинамических режимов, вероятно, объясняются и разные направления петрогеохимической эволюции самих вулкано-плутонических комплексов и связанных с ними рудообразующих систем. Так, в районах интенсивно проявленного контрастного мезозойского вулканизма и интрузий шахтаминского комплекса, которые, по данным разных авторов (Менакер, 1972; Лишневский, Бескин, 1994), соответствуют областям знакопеременного повышенного магнитного поля, развиты многочисленные месторождения Mo, U, W, Cu, Pb, Zn, Au и Ag, а в областях пониженного магнитного поля преобладают редкометальные месторождения, при подчиненном значении упомянутых выше.

Даже если принять за основу концепцию единого очага (нижнекорового или мантийного) для всех позднемезозойских проявлений магматизма (Таусон и др., 1984; Козлов, 2011), то разные направления петрогеохимической эволюции в разных металлогенических поясах можно объяснить дифференцированностью их геодинамических режимов. Действительно, как показано в ряде работ В.В. Ярмолюка и соавторов (Ярмолюк и др., 1995, 2019), территория Восточной Монголии, Забайкалья и Северного Китая в позднем мезозое представляла арену сложного взаимодействия плюмовых и субдукционных процессов как со стороны исчезающего Монголо-Охотского океана, так и Пацифики. Взаимодействие контрастных проявлений геодинамики в значительной степени предопределило многие черты мезозойского магматизма. Например, обогащенные фтором редкометальные гранитоиды локализованы только в участках консолидированной коры (микротеррейнах), характеризующихся пониженными значениями силы тяжести и спокойными отрицательными величинами магнитного поля (Лишневский, 1991; Лишневский, Бескин, 1994), что отвечает силикатному составу коры. В конце юрского и начале мелового времени в этих областях, находящихся на некотором удалении от рифтообразующих разломов и формирующихся вулканотектонических структур, преобладал более “спокойный” тектонический режим, отсутствовали сквозные разрывные нарушения, магмы кислого состава не имели выхода на палеоповерхность.

Вулканическим поясам (Монголо-Приаргунский вулканический пояс с серией кальдерных построек) и вулканогенным прогибам (Шадоронский, Дорнотский, Широкинский и др.) на геофизических картах соответствуют области знакопеременного преимущественно повышенного магнитного поля, где, вероятно, еще сохраняются черты коллизионных режимов с гораздо большей флюидно-магматической проницаемостью коры. С ними связан контрастный вулканизм и месторождения урана, полиметаллов, молибдена, флюорита и др. Магмато-гидротермальные системы Приаргунья являются аналогами мезозойских магматических комплексов и связанного с ними оруденения, которые развиты на северо-востоке Китая в области Большого Хингана (Аргунский металлогенический пояс, см. фиг. 1). Однако в этом регионе отсутствуют (или пока не обнаружены) редкометальные Li–F-граниты, аналогичные кукульбейским и, соответственно, генетически связанные с ними Sn, W, Li, Ta, Nd, Ве месторождения, которые давно известны в Забайкалье и представляют промышленный интерес. Предполагается (Wu et al., 2011), что мезозойские гранитоиды Большого Хингана были сформированы в отличающейся от Юго-Восточного Забайкалья субдукционной геодинамической обстановке палеопацифики, которая не благоприятствовала формированию лейкогранитов восстановленного (ильменитового) типа. На территории Северного Китая граниты редкометального типа не известны. Они появляются только на границе с российским Приморьем, где формируют ряд массивов (Ханка и др.) (Li et al., 2018) позднемелового возраста. Единственное редкометальное месторождение приаргунской части Китая Баэрцхе (Ba’ertzhe) находится южнее рассматриваемой территории и отличается от забайкальских месторождений Nb–Y–Zr геохимическим спектром оруденения. В работе (Ouang et al., 2013) сообщается, что это месторождение связано со щелочными гранитами раннемелового возраста, которые на территории Юго-Восточного Забайкалья не известны.

Различия ряда важных геохимических параметров для магматических пород группы редкометальных гранитов (включая их жильные и субвулканические серии) и, с другой стороны, эффузивов Монголо-Приаргунского вулканического пояса и интрузивных пород шахтаминского комплекса, вероятно, объясняют причины различий в характере связанных с ними метасоматических процессов. Известно, что Юго-Восточное Забайкалье является регионом, в котором все разновидности изверженных пород мезозойского возраста, включая и основные породы вулканических серий, аномально обогащены фтором. Эта аномальность подчеркивает, видимо, одну из особенностей внутриплитного континентального магматизма (Таусон, 1989; Козлов, Ефремов, 1999; Коваленко и др., 2015; и др.). Кроме того, для них характерны также и вышекларковые содержания многих несовместимых гранитофильных элементов. Однако геохимические характеристики разных серий и комплексов магматитов Юго-Восточного Забайкалья в значительной степени различаются по содержаниям и комбинациям этих элементов даже в пределах сходных по кремнекислотности групп. Так, еще Л.В. Таусоном отмечено, что интрузивные плюмазитовые лейкократовые граниты и вулканогенный комплекс риолитов, трахириолитов и их игнимбритов, которые часто рассматривались как комагматы редкометальных магм, по ряду параметров несопоставимы. Эти группы пород резко, в десятки и сотни раз, различаются по предложенному автором (Таусон и др., 1982) отношению $\frac{{{\text{F}}\left( {{\text{Li}} + {\text{Rb}}} \right)}}{{{\text{B}}\left( {{\text{Sr}} + {\text{Ba}}} \right)}}$. Например, для района Хапчерангинского рудного узла это отношение составляет 930 для редкометальных гранитов и всего от 7 до 32 для риолитов и риолитовых игнимбритов. Как было показано нами выше, геохимические различия отчетливо выражены и для других групп элементов, из которых наиболее информативны пары Rb–Sr, Ta–Nb, Zr–Hf, отношение Li/Rb, cодержание Li и F (см. фиг. 3–6, табл. 2 и 4).

Низкотемпературные метасоматиты (березиты и гидрослюдизиты) сопутствуют большинству из известных в Юго-Восточном Забайкалье месторождений U, Pb, Zn, Au, Ag, Cu, частично Mo и флюорита. Подавляющая часть перечисленных месторождений (кроме флюоритовых) сосредоточена вне полей распространения кукульбейских гранитоидов, а сопровождающие их метасоматиты (березиты и гидрослюдизиты) образуют свой ареал распространения, который совпадает с полиметаллическим, золото-молибденовым и уран-флюоритовым поясом Юго-Восточного Забайкалья. В отношении урановых месторождений эта поясовая или линейно-территориальная геоструктурная обособленность представляется довольно очевидной (см. фиг. 1) и, как отмечено выше (см. табл. 5), урановая минерализация связана исключительно с низкотемпературными типами метасоматитов.

Характерной особенностью березитов и гидрослюдизитов является исключительно калиевый состав слюдистых минералов, что, несомненно, указывает на сугубо калиевую специфику гидротермальных растворов, инициирующих метасоматические преобразования. Эта закономерность представляет, вероятно, одну из черт проявления средне-низкотемпературных метасоматитов в областях внутриплитной активизации и субщелочного калиевого гранитоидного магматизма, в отличие от участков коры с островодужным стилем развития, где более характерен натровый состав магматизма и сопутствующих ему флюидов.

По эмпирическим и экспериментальным данным в системе мусковит-парагонит наблюдается разрыв смесимости в интервале Na/Na + K ~ от 0.28 и до 0.73 (по Попов, 1968, 1975; Hemley, Jones, 1964; Jiyama, 1964; Guidotti, 1984; и др.), хотя предполагается возможность существования промежуточных метастабильных составов. Для некоторых регионов присутствие парагонитов и слюд промежуточного K–Na-состава представляет типоморфную особенность и соответствует натровой специализации палеоостроводужного магматизма. Показательным примером развития метасоматитов с парагонитом и слюдами промежуточного K–Na-состава является Средний и Южный Урал, где они известны на ряде медно-колчеданных, медно-порфировых и полиметаллических месторождений (Грабежев, 1996, 1998). На фиг. 12 для сопоставления приведены составы светлых слюд из средне-низкотемпературных месторождений Урала и урановых и полиметаллических месторождений Юго-Восточного Забайкалья и Восточной Монголии.

Фиг. 12.

Содержание K и Na в светлых слюдах из метасоматитов урановых месторождений Стрельцовского (Юго-Восточное Забайкалье) и Дорнотского (Восточная Монголия) рудных полей, а также полиметаллических месторождений Кадая и Широкинское (заштрихованное поле). Для сравнения (серое поле) приведены данные по составам слюд из медно-колчеданных (треугольники) и медно-порфировых (кружки) месторождений Урала (Грабежев и др., 1996, 1998).

Экспериментально показано, что образование парагонита в метасоматических колонках по гранодиориту возможно только при превышении отношения Na/K более чем в 50 раз при температуре 500°С, рН = 4 и давлении 1 кбар. Только в очень кислой среде это отношение снижается до 15 (Зарайский, 2007). При более низкой температуре образование парагонита происходит из сугубо натровых растворов, которые в условиях континентального магматизма Юго-Восточного Забайкалья отсутствовали. Распространение слюд исключительно высококалиевого состава в метасоматических ореолах, несомненно, указывает на калиевый характер воздействующих флюидов, что, в свою очередь, отражает обогащенные этим элементом составы позднемезозойских кислых магматитов в вулканических поясах и кальдерных постройках.

В областях развития вулканических кальдер юрско-раннемелового возраста, а также малых интрузий и субвулканических тел шахтаминского комплекса метасоматические проявления широкого спектра в связи с оруденением разного типа распространены гораздо шире относительно гранитоидов кукульбейского комплекса. Поэтому можно предполагать, что общая интенсивность флюидопотока в этих областях (они совпадают с участками повышенного магнитного поля) была значительно более высокой. В связи с этим неизбежно возникает вопрос о возможном источнике рудного вещества, в нашем случае применительно к урановой минерализации. Приведенные выше материалы указывают на сомнительную вероятность считать источником лейкократовые редкометальные граниты, несмотря на вышекларковые содержания в них урана. В ареалах распространения этих пород, как указывалось выше, возможны лишь незначительные по масштабам проявления урановой минерализации гипергенного инфильтрационного типа. Крупные промышленные месторождения отчетливо тяготеют к вулканическим поясам, вулканогенным прогибам, вулканическим кальдерам (Стрельцовское рудное поле, Дорнотская вулкано-тектоническая структура), то есть к областям проявления контрастного (бимодального) вулканизма и повышенной флюидно-магматической проницаемости. Поскольку источники магматических масс (согласно имеющимся изотопным данным) сосредоточены, скорее всего, в мантии и нижних горизонтах коры, эти же объемы литосферы, как предполагается в (Ищукова и др., 2007; Лаверов и др., 2012; и др.), могли служить источниками рудного вещества. В этом контексте представляет интерес схема “автономного” (не связанного с конкретными интрузивными телами) глубинного происхождения ураноносных флюидных потоков, предложенная Ф.А. Летниковым (2006) для урановых месторождений Северного Казахстана. Однако для ураноносных вулканических построек Юго-Восточного Забайкалья и сопредельных территорий (Восточная Монголия и Северо-восточный Китай) возможен альтернативный вариант (Пэк и др., 2018), который предполагает поступление урана из нескольких источников его ближней мобилизации при условии реализации механизма свободной тепловой конвекции флюидов в остаточном тепловом поле корового магматического очага.

ЗАКЛЮЧЕНИЕ

1. Сравнительный анализ геохимических характеристик раннемеловых кислых и субщелочных вулканитов тургинской серии и их экструзивных субвулканических производных, с одной стороны, и лейкократовых редкометальных гранитоидов и их жильных и гипабиссальных дериватов (онгонитов, онгориолитов, риолитов, трахидацитов, трахириолитов), с другой стороны, не позволяет относить эффузивные образования тургинской серии к комагматам лейкократовых и редкометальных гранитов. При некотором сходстве петрохимического и геохимического составов они имеют ряд принципиальных различий, касающихся как содержаний F, Li, Ta, Nb, Sr, Rb, Zr, Hf, Ba, так и ряда индикаторных отношений этих элементов.

2. Геоструктурная и минерально-геохимическая взаимосвязь крупномасштабного уранового оруденения и редкометальных лейкократовых гранитов отсутствует. Приуроченность урановых месторождений к вулканическим поясам и вулкано-тектоническим постройкам предполагает наличие только косвенных связей между урановым оруденением и позднемезозойским магматизмом латитового типа. Они заключаются в общности причин функционирования флюидно-магматических очагов, что сочетается с возможным влиянием горячего поля мантии (Ярмолюк и др., 1995) в этом регионе Центральной Азии. В этой связи подтверждается роль систем глубинных разломов, которые в позднем мезозое являлись каналами продвижения магм латитового типа в верхние горизонты земной коры.

3. Несмотря на постоянную и иногда значительную обогащенность лейкократовых и Li–F-гранитоидов ураном, существенных проявлений урановой минерализации гидротермального типа в связи с ними не установлено. Известны только редкие месторождения монометальной уранофановой (β-уранотиловой) формации в связи с поздними стадиями преобразования лейкократовых и редкометальных гранитов, на которые впоследствии были наложены процессы гипергенного окисления и мобилизации U⁺⁶ в виде уранильных комплексов.

4. Для всех месторождений и рудопроявлений Юго-Восточного Забайкалья характерно отсутствие метасоматических ореолов высококислотного типа (вторичных кварцитов и аргиллизитов с алунитом, пирофиллитом, андалузитом и другими кислотофильными минералами), зон ангидритовой минерализации и ангидритовых жил, т.е. тех парагенезисов, которые характеризуют кислотную среду минералообразования при высокой активности серы и кислорода. Низкотемпературная часть метасоматитов (березиты, аргиллизиты, гидрослюдистые метасоматиты), относятся к низко- или умеренно-кислотным типам. Постоянное присутствие высококалиевых слюд во всех типах метасоматитов может свидетельствовать о калиевой специфике как воздействующих гидротерм, так и всего позднемезозойского вулканизма в целом.

5. Развитие позднемезозойского кислого магматизма в Восточно-Забайкальском звене Центрально-Азиатского подвижного пояса определяется существованием смешанного геодинамического режима: остаточного коллизионного с интенсивными тектоническими деформациями в условиях сжатия, и рифтогенного. С этими контрастными режимами связано развитие двух магматических серий. В подвижных участках остаточной коллизии, в условиях поясов или блоков повышенной магматофлюидной проницаемости мог происходить быстрый подъем магматических масс и формирование огромных объемов эффузивных пород. На поздних стадиях развития этих поясов происходили массовые излияния и субвулканические экструзии кислых дифференциатов магматической латитовой серии в виде потоков лав, игнимбритов и разнообразных субвулканических тел. В более стабильных и жестких блоках земной коры, где в условиях растяжения проявлена рифтогенная стадия развития территории, последовательная магматическая дифференциация гранитоидных магм привела к формированию редкометальных гранитов, в том числе Li–F-типа, а также приповерхностных экструзий онгонитов и онгориолитов. При возможном существовании единого материнского (подкорового?) источника магм в позднемезозойское время разница геодинамических режимов в мозаично-поясовой структуре Юго-Восточного Забайкалья могла обусловить разные направления эволюции магмато-гидротермальных и рудообразующих систем.