Геология рудных месторождений, 2021, T. 63, № 1, стр. 62-87

ВВЕДЕНИЕ

Альбитизация и сопутствующая ей карбонатизация являются важными признаками при поисках гидротермальных урановых месторождений. Месторождения урана в связи со средне- и низкотемпературными натровыми метасоматитами формируются в процессе тектоно-магматической активизации древних платформ или на поздних стадиях развития складчатых областей и контролируются зонами глубинных разломов (Гидротермальные…, 1978; Машковцев и др., 2010). К числу наиболее изученных объектов относятся месторождения Кировоградского района Украинского щита (Казанский и др., 1978; Белевцев и др., 1986; Шмураева, 1995), Австралии (Polito et al., 2009; Wilde et al., 2013), Гайаны, Юж. Америка (Cinélu, Cuney, 2006; Alexandre, 2010), районов Биверлодж в Канаде (Kennicott et al., 2015). В то же время, хотя урановые альбититовые месторождения широко распространены и имеют важное экономическое значение, остается много вопросов в отношении состава минерализирующих флюидов, их источников, физико-химических условий отложения руды, возможной генетической связи с карбонатитовым и/или щелочным магматизмом и др. (Wilde, 2013).

В пределах южной окраины Сибирского кратона к числу ураноносных провинций относится Северо-Прибайкальский регион (Машковцев и др., 2010). Структурная позиция месторождений и проявлений урана в этом регионе определяется их приуроченностью к раннепротерозойским поднятиям, сформированным в зоне краевого шва Сибирской платформы, на границе со складчатым обрамлением. Наиболее изученным в пределах региона является Акитканский золото-ураноносный район (фиг. 1а), отличающийся высокой радиогеохимической специализацией плутонических и вулканических пород и развитием урановой минерализации в связи с зонами эйситизации и березитизации.

Фиг. 1.

Схемы расположения объекта. (а) серым цветом показаны краевые выступы фундамента кратона, Бк – Байкальский выступ; пунктирная линия – контур золото-ураноносного Акитканского района (А) по (Машковцев и др., 2010); (б) 1 – кайнозойские отложения; 2 – фанерозойский чехол Сибирской платформы; 3 – раннепалеозойская Ольхонская коллизионная система; 4 – неопротерозойская осадочная толща (байкальская серия); 5 – раннедокембрийские образования; 6 – позднепалеозойские гранитоиды Ангаро-Витимского батолита с метаморфическими породами рамы; 7 – палеопротерозойские постколлизионные граниты приморского комплекса; 8 – главные разломы; 9 – местонахождение карбонатно-щелочных метасоматитов.

В продолжении Акитканского ураноносного района на юг геологами Сосновской экспедиции выявлены рудопроявления урана, которые располагаются среди гранитов приморского комплекса PR₁ и во вмещающих граниты метаморфических породах. Граниты на многих участках альбитизированы и содержат редкометалльную минерализацию. Рудопроявление Песчаное в южной части Байкальского хребта (фиг. 1б) связано с альбит-рибекитовыми метасоматитами, сопровождающимися карбонатизацией. Такой тип метасоматитов является новым для Западного Прибайкалья. Целью работы являлась петрографическая, геохимическая и изотопно-геохимическая характеристика метасоматитов.

ГЕОЛОГИЧЕСКОЕ СТРОЕНИЕ РАЙОНА ИССЛЕДОВАНИЙ

Рассматриваемая территория сложена терригенными и вулканогенными породами сарминской серии палеопротерозоя, метаморфизованными в условиях от зеленосланцевой до амфиболитовой фации. Эти породы прорываются высококалиевыми гранитами приморского комплекса с возрастом 1859 ± 16 млн лет (U‒Pb датирование циркона) (Донская и др., 2003), входящими в состав Южно-Сибирского постколлизионного магматического пояса, который протягивается вдоль всего южного края Сибирского кратона (Ларин и др., 2003). Биотитовые, биотит-амфиболовые и лейкократовые граниты приморского комплекса слагают вытянутые массивы, ориентированные субпараллельно краю кратона; общая протяженность выходов составляет свыше 200 км (фиг. 1б). Породы сарминской серии и граниты интрудированы дайками габбро-диабазов с возрастом 787 ± 21 млн лет (Gladkochub et al., 2010) и небольшими телами перидотитов. На западе породы сарминской серии перекрываются или граничат по зонам разломов с образованиями байкальской серии верхнего рифея–венда, представляющими собой отложения пассивной континентальной окраины Сибирского кратона. На востоке по зоне коллизионного шва докембрийские образования граничат с раннепалеозойским Ольхонским композитным террейном Центрально-Азиатского складчатого пояса.

Проявление карбонатно-щелочных метасоматитов с бедной урановой минерализацией (гидратированный настуран) было открыто в 70-е годы ХХ века геологами Е.А. Максимовым и Г.П. Кизияровым. Район рудопроявления (фиг. 2а) сложен биотит-хлорит-эпидотовыми и хлорит-серицитовыми сланцами, метаэффузивами основного и среднего состава, полевошпато-кварцевыми метапесчаниками, метагравелитами. Значительную часть территории занимают граниты приморского комплекса, представленные двумя фазами внедрения. Породы первой (главной) интрузивной фазы представлены овоидными или гнейсовидными биотитовыми гранитами и крупно-среднезернистыми, равномернозернистыми лейкократовыми гранитами и граносиенитами (аляскитами), породы второй интрузивной фазы ‒ мелко-среднезернистыми лейкократовыми гранитами. Рудопроявление располагается среди метаэффузивов вблизи штокообразного массива аляскитов площадью около 10 км² (фиг. 2а). Породы иликтинской свиты и граниты секутся разломами преимущественно северо-восточного и северо-западного простираний. В зонах разломов породы рассланцованы, катаклазированы, милонитизированы, а на участке рудопроявления в зоне шириной около 50‒70 м претерпели карбонатизацию и щелочной метасоматоз.

Фиг. 2.

Схема геологического строения района исследований (а) и проявления карбонатно-щелочных метасоматитов Песчаное (по Е.А.Максимову, с дополнениями) (б). (а) 1 – четвертичные отложения; 2 – байкальская серия R‒V: доломиты, мергели, песчаники, известняки, глинистые сланцы, алевролиты; 3 – метаморфические образования сарминской серии PR₁ нерасчлененные: гнейсы амфиболовые, биотит-амфиболовые, биотитовые, кварциты, слюдистые кварциты, мраморы доломитовые и известковые, сланцы слюдистые, сланцы серицит-хлоритовые, песчаники, эффузивы основного и среднего состава; 4 – дайки диабазов, тела перидотитов R; 5 – граниты приморского комплекса PR₁: а, б ‒ первой фазы (а – гнейсовидные биотитовые, б ‒ крупно- и среднезернистые биотитовые и лейкократовые), в ‒ второй фазы мелкозернистые, лейкократовые; 6 – разломы: а – установленные, б – предполагаемые, в – скрытые под четвертичными образованиями; 7 – надвиги; 8 – участок работ и местонахождение рудопроявления; (б) 9 – аллювиальные отложения; 10 – метавулканиты массивные и миндалекаменные; 11 – сланцы альбит-биотит-магнетитовые; 12 – метасоматиты по катаклазированным и милонитизированным гранитоидам: а – альбит-рибекитовые; б – доломит-микроклиновые; 13 – кварц-карбонатная жила с сульфидной минерализацией; 14 – места находок метаморфизованных ультрамафических лампрофиров; 15 – зоны рассланцевания; 16 – процессы гидротермального изменения: а – окварцевание, б – карбонатизация; 17 – контакты: а – петрографических разностей пород, б – зон тектонических нарушений; 18 – элементы залегания сланцеватости с указанием направления и угла падения; 19 – места отбора и номера проб.

Обнаженность территории плохая. По данным Е.А. Максимова (фиг. 2б), горными выработками среди метаэффузивов и альбит-биотит-магнетитовых сланцев были вскрыты два пластообразных тела метасоматитов, представляющих собой буровато-серую среднезернистую породу, состоящую из калиевого полевого шпата, кварца, альбита, рибекита, карбоната и рудных минералов. Метасоматиты претерпели правосторонний сдвиг по зоне субмеридионального тектонического нарушения, которое выполнено кварц-карбонатной жилой с сульфидной минерализацией.

Авторами статьи метасоматиты изучались в полуразрушенных горных выработках. Как показало петрографическое изучение, субстратом для метасоматитов послужили, главным образом, катаклазированные и на отдельных участках милонитизированные граниты, вероятно, апофизы расположенного поблизости гранитного массива (фиг. 2а). Среди измененных гранитоидов обнаружены обломки метаморфизованных лампрофиров мощностью до 0.5 м.

МЕТОДЫ ИССЛЕДОВАНИЙ

Анализы химического состава пород и изотопных отношений Sr и Nd выполнены в Центре коллективного пользования Института земной коры СО РАН “Геодинамика и геохронология”. Химический состав пород изучены следующими методами: петрогенные оксиды и F – методом “мокрой” химии, Li – фотометрии пламени, Sr, Ba, Zr, Nb, Y, Ta, Th, U, Sc, V, Cr, Ni, Co, Pb, Zn, Cu – рентгенофлуоресцентным методом с использованием рентгенофлуоресцентного спектрометра с волновой дисперсией S8 TIGER (Bruker AXS, Германия). В 6 пробах выполнено определение РЗЭ, Sr, Ba, Zr, Hf, Nb, Y, Ta, Th, U, Pb на квадрупольном масс-спектрометре с индуктивно связанной плазмой (ICP‒MS) Agilent 7500 ce по методике (Panteeva et al., 2003).

Изотопные исследования Sr и Nd в новообразованных карбонатах выполнены для кислотных вытяжек в 2n HCl из содержащего кальцит альбит-рибекитового метасоматита и метасоматического доломитового прожилка, с целью исключения контаминации силикатным материалом. Изотопные отношения Nd и ¹⁴⁷Sm/¹⁴⁴Nd определены с добавлением ¹⁴⁹Sm–¹⁵⁰Nd трассера, а Sr и ⁸⁷Rb/⁸⁶Sr с добавлением ⁸⁴Sr–⁸⁵Rb трассера. Выделение Sr, Rb и РЗЭ проводилось на катионообменных колонках объемом 2 мл, заполненных смолой BioRed AG 50Wx8-mesh. Очистка стронция проводилась на этих же колонках. Разделение Sm и Nd проводилось на колонках, заполненных смолой LnSpec (Pin, Zalduegui, 1997). Изотопные отношения Sr, Rb, Nd и Sm измерялись на многоколлекторном твердофазном масс-спектрометре Finnigan MAT262. В период измерений значения изотопного стандарта стронция NBS 987 составили ⁸⁷Sr/⁸⁶Sr = 0.710268 ± 0.000011, JNd‒1 ¹⁴³Nd/¹⁴⁴Nd = = 0.512087 ± 0.000005.

Анализы минералов выполнены С.В. Канакиным в Геологическом институте СО РАН (ГИН СО РАН г. Улан-Удэ) на электронном сканирующем микроскопе LEO-1430VP (Carl Zeiss International) с энергодисперсионным анализатором INCAEnergy 350 (Oxford Instruments Analytical Ltd.) и В.В. Шарыгиным в Институте геологии и минералогии СО РАН (ИГМ СО РАН, г. Новосибирск) на электронном сканирующем микроскопе MIRA 3 LMU (Tescan Ltd) с системой микроанализа INCA Energy 450+ (Oxford Instruments Ltd). Измерения изотопного состава углерода и кислорода в карбонатах выполнены на газовом масс-спектрометре Finnigan MAT 253 в режиме постоянного потока гелия в Центрах коллективного пользования ИГМ СО РАН (В.А. Пономарчук) и ГИН СО РАН (В.Ф. Посохов).

ПЕТРОГРАФИЯ

В пределах рудопроявления метаморфизованные вулканиты представлены мелкозернистыми, неотчетливо полосчатыми, сланцеватыми породами зеленовато-серого цвета, иногда с миндалекаменной структурой. Они сложены альбитом, эпидотом, хлоритом, биотитом, иногда присутствует актинолит. В основной массе наблюдаются обособления эпидота величиной до 1 см. Акцессорный магнетит распределен неравномерно, с обогащением отдельных слойков. Проявлены послойная карбонатизация (кальцит), слабое окварцевание, среди кальцита отмечается барит.

Альбит-биотит-магнетитовые сланцы, непосредственно вмещающие тела метасоматически измененных гранитов (фиг. 2б), представляют собой мелкозернистые породы темно-серого цвета. Они на 70‒75% сложены альбитом, а также биотитом, кварцем и обильным магнетитом. Биотит и магнетит слагают тонкие прослои, придающие породе полосчатый облик; в некоторых прослоях магнетит преобладает над биотитом. На отдельных участках в сланцах наблюдаются скопления эпидота, рассеянный кальцит. Породы несут следы катаклаза, сопровождавшегося перекристаллизацией и укрупнением биотита, магнетита и образованием секущих прожилков кальцита.

Граниты первой фазы приморского комплекса, слагающие массив к юго-востоку от рудопроявления (фиг. 2а), на 50–60% сложены микропертитовым калиевым полевым шпатом, на 30–40% кварцем, а на серицитизированный кислый плагиоклаз и альбит приходится 5–7%. В гранитах второй фазы количество кислого плагиоклаза 8‒10% (фиг. 3а). Темноцветный минерал (около 3%) представлен биотитом, частично замещенным мусковитом или хлоритом. Граниты содержат акцессорные флюорит, турмалин, фторкарбонаты РЗЭ, фергусонит-(Y), иттриалит-(Y), поликраз-(Y) (замещаемый браннеритом), ксенотим-(Y), циркон, монацит-(Се), торит, ильменит.

Фиг. 3.

Особенности структуры и взаимоотношений породообразующих минералов (фотографии прозрачных шлифов). а – лейкократовый гранит второй фазы за пределами рудопроявления; б – катаклазированный лейкократовый гранит в пределах рудопроявления; в – альбитизированный гранит с щелочным амфиболом и карбонатом (альбит-рибекитовый метасоматит); г – апатит в срастаниях с кальцитом в альбитизированном граните; д, е – доломит-микроклиновые метасоматиты массивный (д) и гнейсовидный (е); е – биотит и магнетит в ассоциации с мелкозернистым доломитом в катаклазированном граните. Символы минералов: Ab – альбит, Amp ‒ амфибол, Ap ‒ апатит, Bt ‒ биотит, Cal ‒ кальцит, Dol ‒ доломит, Kfs – калиевый полевой шпат, Mag – магнетит, Qz – кварц.

В пределах рудопроявления совершенно неизмененных гранитов нет. Все они в той или иной мере катаклазированы (фиг. 3б), местами милонитизированы и в разной степени метасоматически изменены. При умеренно проявленных деформациях и замещениях в породах сохраняются реликты гранитной структуры и минеральный состав, характерный для аляскитов.

Метаморфизованные лампрофиры представляют собой сланцеватые меланократовые породы с вкрапленниками биотита величиной до 1.5 см, обособлениями кальцита и основной мелко-среднезернистой массой, сложенной биотитом, кальцитом, актинолитом. Акцессорные минералы представлены титаномагнетитом, фторапатитом, рутилом, титанитом, баритом, ильменитом, алланитом-(Се).

ХАРАКТЕРИСТИКА МЕТАСОМАТИЧЕСКИХ ПРОЦЕССОВ

В биотитовых сланцах проявлена лейстовая и порфиробластическая альбитизация, которая сопровождается осветлением пород, исчезновением эпидота, уменьшением количества биотита и увеличением количества магнетита. В сланцах наблюдаются послойные, реже секущие прожилки кальцита; с кальцитом часто ассоциируются апатит и рутил. Иногда порфиробластическая альбитизация сопровождается появлением щелочного амфибола. На отдельных участках в сланцах проявлена доломитизация с образованием мелкозернистых пород, сложенных альбитом, доломитом, магнетитом, с обильным акцессорным рутилом.

Более отчетливо метасоматические преобразования проявлены в гранитах (фиг. 4). На ранней стадии в катаклазированных гранитах происходит замещение калиевого полевого шпата и кварца альбитом (в основном шахматным), постепенно количество альбита увеличивается. Альбит-рибекитовые метасоматиты представляют собой породы массивного облика, неравномернозернистые, сложенные на 75–80% шахматным альбитом, среди которого сохраняются реликты кварца и серицитизированного плагиоклаза ранней генерации. Порфиробласты альбита достигают 2 см. В промежутках между зернами альбита и во включениях в порфиробластах альбита присутствует кальцит, иногда отмечается доломит. Темноцветные минералы представлены небольшим количеством игольчатого биотита, ассоциирующего с кальцитом и щелочным амфиболом, приуроченными, в основном, к зонкам катаклаза и межзерновым границам (фиг. 3в). Особенно интенсивно амфиболизация проявлена в гранитах на контакте с лампрофирами. В срастаниях с амфиболом присутствуют акцессорные циркон, рутил, титанит, магнетит, в срастаниях с кальцитом апатит (фиг. 3г). Наблюдаются более поздние секущие прожилки кальцита.

Фиг. 4.

Стадийность минералообразования в карбонатно-щелочных метасоматитах. 1, 2 – породообразующие минералы: 1 – главные, 2 – второстепенные (<10%); 3, 4 – акцессорные минералы: 3 – распространенные, 4 – редкие.

Доломитизация проявлена в катаклазированных аляскитах, претерпевших лишь слабую до умеренной альбитизацию. В доломитизированных породах постоянно присутствует микроклин (фиг. 3д, е), причем отмечается его укрупнение, образование порфиробластов с извилистыми границами величиной до 1‒1.5 см. При последующих деформациях порфиробласты претерпевают катаклаз, преобразуясь в порфирокласты. Доломит развивается по межзерновым границам и зонкам катаклаза, замещая кварц и полевые шпаты, с доломитом ассоциируются биотит, магнетит и рутил. В милонитизированных гранитах наблюдается послойная доломитизация с образованием прожилков мелкозернистого доломита мощностью до 1.5 см с тонкими оторочками биотита. Помимо доломита (80‒85%), прожилки содержат реликты микроклина, мелкие зерна биотита, кальцит, кварц, рутил, магнетит, пирит и др.

Наиболее поздние гидротермальные образования в пределах рудопроявления представлены кварцевыми и кварц-карбонатными (± альбит) жилами и прожилками мощностью до 0.2 м. Карбонат представлен, главным образом, доломитом. В отдельных кварцевых прожилках присутствует рибекит-асбест с волокнами до 1 см. В кварц-карбонатных жилах встречаются розетковидные агрегаты биотита и хлорита.

ХИМИЧЕСКИЙ СОСТАВ ПОРОДООБРАЗУЮЩИХ МИНЕРАЛОВ МЕТАСОМАТИТОВ

Плагиоклаз в апогранитных метасоматитах представлен почти чистым альбитом: Х_Са ≤ 0.01. Из примесей в нем отмечается К₂О в количестве до 0.2 мас. % и Fe₂O₃ до 0.5 мас. %. Калиевый полевой шпат содержит примеси Fe₂O₃ до 0.2 мас. %, Na₂O до 0.3 мас. % и ВаО до 0.4 мас. %.

Амфибол в альбитизированных гранитах в основном представлен магнезио-рибекитом (Leake et al., 1997; Hawthorne et al., 2012), но присутствуют также рибекит и винчит (табл. 1; фиг. 5а, б). Магнезиальность амфибола¹¹ меняется в широких пределах – от 0.35 в рибеките до 0.83 в винчите, но преобладают значения более 0.55. Особенно изменчив состав амфибола в альбитизированном граните на контакте с лампрофиром: содержания TiO₂ в анализах достигают 4.2 мас. %, количество К₂О – 1.3 мас. %, X_Mg = 0.38‒0.76 (ан. 6‒10), что указывает на перераспределение вещества на границе контрастных по химическому составу сред и отсутствие равновесия в системе флюид‒порода.

Фиг. 5.

Диаграммы (Al^IV + Ca) – (Si + Na + K) (а) и Mg/(Mg + Fe²⁺) – Si (б) для амфибола из альбит-рибекитовых метасоматитов. На диаграммах показаны все имеющиеся анализы амфибола.

В метасоматически измененных гранитах и кварц-карбонатных жилах слюда представлена флогопитом и магнезиальным биотитом с высоким содержанием TiO₂ (табл. 2; фиг. 6), тогда как слюда из гранитов за пределами рудопроявления представлена железистым биотитом (Савельева, Базарова, 2012). Флогопит с X_Mg²² = 0.70‒0.75 характерен для альбит-рибекитовых метасоматитов; в слюде из доломит-микроклиновых метасоматитов X_Mg снижается до 0.60‒0.66, а в слюде из метасоматических доломитовых прожилков до 0.53‒0.57. Биотит из доломит-микроклиновых метасоматитов содержит повышенные количества TiO₂ (фиг. 6б). Слюда из альбит-биотит-магнетитовых сланцев имеет состав, близкий к составу слюды из альбит-рибекитовых метасоматитов (табл. 2; фиг. 6).

Фиг. 6.

Диаграммы Al–Mg–Fe_общ (Brod et al., 2001) (а) и MgO–TiO₂ (б) для слюд. 1 – железистый биотит из гранитов приморского комплекса; 2‒6 – слюды из пород рудопроявления: 2 – альбит-рибекитовых метасоматитов, 3 – доломит-микроклиновых метасоматитов, 4 – метасоматических доломитовых прожилков, 5 – кварц-карбонатных жил, 6 – альбит-биотит-магнетитовых сланцев. На фиг. а показаны анализы из табл. 2, на фиг. б – все имеющиеся анализы.

Хлорит в кварц-карбонатных жилах представлен магнезиально-железистой разновидностью – пикнохлоритом (Hey, 1954) (табл. 2, ан. 21).

В кальците из альбит-рибекитовых метасоматитов на долю СаСО₃ приходится 95‒98 мол. %, количество SrO составляет 0.25‒0.84 мас. %. Доломит из катаклазированных гранитов и кварц-карбонатных жил содержит 5.3‒9.0 мас. % FeO (14‒25 мол. % CaFe(CO₃)₂); в доломите из метасоматических прожилков количество FeO выше ‒ 8.7‒14.0 мас. % (22‒38 мол. % CaFe(CO₃)₂), количество MnO до 1.1 мас. % (3 мол. % CaMn(CO₃)₂).

СОСТАВ АКЦЕССОРНЫХ МИНЕРАЛОВ

Наиболее распространенными акцессорными минералами в породах рудопроявления являются оксиды Fe и Ti, сульфиды Fe, Cu, Pb, Bi, Mo, циркон, ферриалланит-(Се), эпидот, фторапатит, монацит-(Се), ксенотим-(Y), барит.

Оксиды Fe и Ti представлены титаномагнетитом, магнетитом, ильменитом, минералами группы кричтонита и рутилом. Титаномагнетит (TiO₂ = = 2.2–8.9 мас. %) присутствует в метасоматитах обоих типов; магнетит характерен для доломит-микроклиновых метасоматитов и кварц-карбонатных жил. Количество V₂O₃ в анализах титаномагнетита и магнетита до 0.3 мас. %, в магнетите отмечается примесь Cr₂O₃ до 1 мас. % Cr₂O₃. Ильменит встречается в виде очень мелких включений в альбите и рутиле, по которым не удалось получить достоверные анализы. Рутил (фиг. 7а) образует срастания с биотитом и амфиболом, встречается в виде включений в альбите и карбонатах, ассоциирует с цирконом, магнетитом, титанитом. Минерал содержит примеси (мас. %) Nb₂O₅ до 2.4, FeO до 1.5, V₂O₃ до 1.6, а рутил из доломитового прожилка также WO₃ в количестве 1.0‒1.9 мас. %.

Фиг. 7.

Акцессорные минералы в карбонатно-щелочных метасоматитах (изображения в обратно-рассеянных электронах). а – рутил, магнетит и минерал группы кричтонита в карбонатизированном альбит-биотитовом сланце; б – титанит и циркон в срастаниях с магнезиорибекитом; в – монацит и магнетит с мелкими включениями торита в доломит-микроклиновом метасоматите; г – Sr-эпидот в ассоциации с магнетитом среди кальцита; д – фторапатит в ассоциации с биотитом в кварц-альбит-карбонатной жиле; е – ярроуит, замещаемый борнитом в альбит-рибекитовом метасоматите. Символы минералов здесь и на фиг. 8: Ab – альбит, Amp – амфибол, Ap – апатит, Bn – борнит, Brt – барит, Bt – биотит, Cal – кальцит, Chl – хлорит, Crc – минерал группы кричтонита, Dol – доломит, Ep – эпидот, Mag – магнетит, Mnz – монацит, Mrbk – магнезиорибекит, Phl – флогопит, Qz – кварц, Rt – рутил, Ttn – титанит, Yar – ярроуит, Zrn – циркон.

Минералы группы кричтонита (табл. 3; фиг. 7а) обнаружены в кварц-карбонатной жиле и альбит-биотит-магнетитовом сланце. Их главными компонентами являются TiO₂ (51‒53 мас. %) и FeO_общ (19‒24 мас. %), кроме того, в состав минералов входят U, Pb, Sr, Y, Cr, V, Zn и др. Количество UO₂ в анализах от 2.6 до 8.9 мас. %. По составу минерал из жилы близок к клеусониту (Pb, Sr)(U⁴⁺, U⁶⁺)(Fe²⁺, Zn)₂(Ti, Fe²⁺, Fe³⁺)(O, OH)₃₈, а минерал из сланца к дессауиту ‒ (Y) (Sr, Pb)(Y, U)(Ti, Fe³⁺)₂₀O₃₈.

Сульфиды представлены минералами Fe и Cu, в меньшей мере Bi, Pb, Mo. Борнит, ярроуит, ковеллин, халькокит, халькопирит и виттихенит диагностированы в альбит-рибекитовых метасоматитах (фиг. 7е, табл. 4). Пирит характерен для доломитизированных пород. Он содержит около 1 мас. % Co и 0.3 мас. % Ni. В доломит-микроклиновых метасоматитах отмечается молибденит, а кварц-карбонатные жилы содержат халькопирит и галенит.

Циркон представлен несколькими генерациями. Реликтовый циркон (фиг. 8а) представлен сильно гидротермально измененными зернами; он содержит 0.65–1 мас. % UO₂ и 0.56–0.77 мас. % ThO₂. Метасоматический циркон ранней генерации (фиг. 8б) образует удлиненно-призматические зерна в ассоциации с рутилом, магнетитом, щелочным амфиболом и др.; он содержит до 1.1 мас. % UO₂. Циркон поздней генерации образует скрытокристаллические агрегаты с кварцем и кальцитом, слагающими обособления величиной до 1 см среди породообразующих минералов (фиг. 8в). Содержание U в этом цирконе ниже пределов обнаружения.

Фиг. 8.

Циркон в карбонатно-щелочных метасоматитах (изображения в обратно-рассеянных электронах). а – реликтовый, б, в – метасоматический ранней (б) и поздней (в) генераций.

Ферриалланит-(Се) (Армбрустер и др., 2006) встречается в альбит-рибекитовых метасоматитах, где ассоциирует с щелочным амфиболом, и кварц-карбонатных жилах. Он содержит 22–25 мас. % Ln₂O₃ (табл. 5, ан. 7, 8), на Се приходится 53–54 ат. %; в некоторых анализах присутствует Cr₂O₃ (ан. 8). В доломит-микроклиновом метасоматите в срастании с магнетитом отмечен богатый Sr эпидот (ан. 9; фиг. 7г).

Для альбит-рибекитовых метасоматитов характерен также титанит, который образует срастания с амфиболом (фиг. 7б), магнетитом, замещает рутил. Минерал содержит примеси (мас. %) FeO 0.5–1.6, Al₂O₃ 0.2–0.6, V₂O₃ и Nb₂O₅ до 0.7.

Торит встречается в виде очень мелких включений в алланите, магнетите и апатите (фиг. 7в). Размер включений не позволяет получить достоверные анализы минерала. В анализах присутствует 1.4–4.6 мас. % UO₂.

Фторапатит (фиг. 7а, д) присутствует в метасоматитах обоих типов, а также в карбонатизированных сланцах и кварц-карбонатных жилах. Минерал содержит примеси SrO до 2.2 мас. % и (Ln_Ce)₂O₃³³ до 2 мас. % (табл. 5, ан. 10, 11).

Монацит-(Се), наряду с цирконом, магнетитом и фторапатитом, является наиболее распространенным акцессорным минералом: он присутствует в метасоматитах обоих типов, кварц-карбонатных жилах, альбит-биотит-магнетитовых сланцах (фиг. 7в). Минерал содержит примеси SrO до 1.7 мас. % и ThO₂ до 6.3 мас. % (табл. 5, ан. 1‒3); на долю Се приходится 49‒55 ат.% от суммы лантаноидов. Ксенотим-(Y) характерен для доломит-микроклиновых метасоматитов, где ассоциирует с цирконом и пиритом. Минерал содержит около 18 мас. % (Ln_Sm)₂O₃ и (Ln_Er)₂O₃ (табл. 5, ан. 6).

Для альбит-рибекитовых метасоматитов характерны также барит и баритоцелестин (SrO = = 0.5‒19 мас. %). В составе тонкозернистых кварц-кальцит-цирконовых агрегатов отмечены бастнезит-(Се) и церит-(Се) (табл. 5, ан. 4, 5).

Урановая минерализация на рудопроявлении, по материалам Сосновской экспедиции, представлена гидратированным настураном, образующим тонкую (0.01‒0.02 мм) вкрапленность в породах, приуроченную к участкам гематитизации. Нами настуран не обнаружен. Содержащие U минералы представлены цирконом, торитом и минералами группы кричтонита.

ПЕТРОХИМИЯ И ГЕОХИМИЯ

Альбит-эпидот-хлорит-биотитовые сланцы по химическому составу отвечают андезитам и базальтовым трахиандезитам, а альбит-биотит-магнетитовые сланцы, вмещающие катаклазированные метасоматически измененные граниты – базальтовым трахиандезитам и трахиандезитам (табл. 6, ан. 1, 2). По сравнению с альбит-эпидот-хлорит-биотитовыми сланцами, альбит-биотит-магнетитовые сланцы содержат в повышенных количествах Na₂O, СО₂, U, Th, Zr, Nb, Y, S.

Неизмененные граниты первой интрузивной фазы за пределами рудопроявления (табл. 6, ан. 3) представлены перглиноземистыми высококалиевыми (К₂О=4.4‒5.1 мас. %) лейкогранитами, породы второй интрузивной фазы (ан. 4) субщелочными высококалиевыми лейкогранитами. В целом для гранитов характерны очень низкие содержания СаО, MgO, высокая железистость (0.90‒1.00), повышенные относительно верхней континентальной коры (ВКК) (Rudnik, Gao, 2003) содержания Rb, Sn, Th, U, Pb, Y, Nb, La, Ce, F и низкие содержания Sr, Ва, Eu, Sc, V, Co, Ni, Zn (табл. 6, 7).

В целом для метасоматически измененных гранитов характерны высокие содержания СО₂ (1.9‒11 мас. %), СаО, MgO, FeO и Fe₂O₃ и повышенные TiO₂, Р₂О₅ и MnO (табл. 6, ан. 5–19; фиг. 9). Содержания СаО, MnО, а в доломит-микроклиновых метасоматитах и MgО, положительно коррелируют с СО₂ (фиг. 9), что отражает вхождение этих компонентов, главным образом, в состав карбонатов. С ростом карбонатности в метасоматитах возрастают также содержания FeO* и TiO₂, что указывает на одновременный с Са и Mg привнос этих элементов СО₂-содержащим флюидом. Метасоматические доломитовые прожилки содержат около 4 мас. % TiO₂ (табл. 6, ан. 18, 19). Количество SiO₂ в породах снижается с ростом карбонатности; Al₂O₃ несколько возрастает в альбит-рибекитовых метасоматитах и в общем снижается в доломит-микроклиновых метасоматитах (фиг. 9). Содержание Na₂O в альбит-рибекитовых метасоматитах возрастает до 7 мас. %, а К₂О снижается до 0.4–0.9 мас. %. В доломит-микроклиновых метасоматитах сильно варьируют содержания и Na₂O (1.4–4.5 мас. %), и К₂О (3.3–6.2 мас. %). Коэффициент агпаитности⁴⁴ в альбит-рибекитовых метасоматитах возрастает до 1.1; отношение K₂O/Na₂O в альбит-рибекитовых метасоматитах снижается, а в доломитовых прожилках возрастает почти на порядок по сравнению с неизмененными гранитами; железистость пород снижается по мере усиления доломитизации (фиг. 10а–в).

Фиг. 9.

Вариации содержаний петрогенных оксидов (мас. %) в породах рудопроявления. 1, 2 – средние составы гранитов за пределами рудопроявления: 1 ‒ первой фазы, 2 – второй фазы; 3‒8 – породы в пределах рудопроявления: 3 – катаклазированный гранит, 4 – альбит-рибекитовые метасоматиты, 5 – доломит-микроклиновые метасоматиты; 6 – метасоматические доломитовые прожилки, 7 – средний состав метавулканитов, 8 – средний состав альбит-биотит-магнетитовых сланцев.

Фиг. 10.

Отношения (K+Na)/Al (а), K₂O/Na₂O (б) и FeO*/(FeO* + MgO) в породах рудопроявления. Условные обозначения см. на фиг. 9.

Особенностями микроэлементного состава апогранитных метасоматитов являются их обогащенность по сравнению с неизмененными гранитами Ba, Sr, Eu, V, Co, Cu, Ni, Zn, Sc, Zr, S (табл. 6, 7; фиг. 11). Отдельные пробы метасоматитов содержат до 22 г/т Мо, метасоматические доломитовые прожилки содержат в среднем 16 г/т W, 174 г/т Nb; в кварц-карбонатных жилах обнаружены высокие концентрации Bi (10–20 г/т), As (60–110 г/т), Pb (до 470 г/т), Cu (до 320 г/т). Альбитизация сопровождается выносом тяжелых и отчасти средних Ln (табл. 7), а также Y, Th; образование обоих типов метасоматитов сопровождается выносом Rb, Cs, Sn (табл. 6; фиг. 11).

Фиг. 11.

Мультиэлементные спектры пород рудопроявления. Нормирование выполнено относительно содержаний в верхней континентальной коре, ВКК (Rudnick, Gao, 2003). 1 – граниты приморского комплекса, 2 – альбит-рибекитовые метасоматиты, 3 – доломит-микроклиновый метасоматит и доломитовый прожилок.

Для лампрофира (табл. 6, ан. 20) характерны низкие содержания SiO₂ и Al₂O₃, умеренное содержание MgO и высокие TiO₂ и К₂О, что присуще ультрамафическим лампрофирам (Lefebvre et al., 2005). Рибекитизация и альбитизация лампрофиров сопровождаются увеличением в породе содержаний Na₂О и SiO₂ и выносом TiO₂, Fe₂O₃, MgO, CaO и Р₂О₅ (табл. 6, ан. 21).

ПОВЕДЕНИЕ U И Th ПРИ КАРБОНАТНО-ЩЕЛОЧНОМ МЕТАСОМАТОЗЕ

В альбит-эпидот-хлорит-биотитовых сланцах содержание U ниже пределов обнаружения методом РФА (3 г/т), тогда как в альбит-биотит-магнетитовых сланцах, вмещающих метасоматически измененные граниты, содержание U составляет от 6 до 97 г/т, в среднем 52 г/т (табл. 6, ан. 1, 2). Для этих сланцев характерны также высокие содержания Th: от 7 до 180 г/т, в среднем 89 г/т; отношение Th/U=1.2–2.7.

В гранитах первой фазы штокообразного массива за пределами рудопроявления содержание U составляет 3–16 г/т, в среднем 7.5 г/т, в гранитах второй фазы 9–23 г/т, в среднем 16.5 г/т (табл. 6, ан. 3, 4), что выше кларков для бедных Са гранитов ‒ 3 г/т (Turekian, Wedepohl, 1961) и верхней континентальной коры ‒ 2.7 г/т (Rudnick, Gao, 2003). Содержания Th в гранитах 1-й фазы 31–70 г/т, в гранитах 2-й фазы 59–86 г/т, что также выше средних содержаний в бедных Са гранитах (17 г/т) и верхней континентальной коре (10.5 г/т). Отношение Th/U в гранитах первой фазы равно 3.6–16.7, в среднем 6.2, что выше “нормальных” значений для гранитов (2.5–4.5) (Арбузов, Рихванов, 2009). В гранитах второй фазы Th/U = 3.1–7.2, в среднем 4.9. В целом для гранитов характерны более широкие вариации содержаний U по сравнению с Th, при этом граниты второй фазы имеют, в общем, более высокие содержания и U, и Th (фиг. 12а, табл. 6, ан. 3, 4).

Фиг. 12.

Диаграммы Th–U (а) и U–TiO₂ (б) для пород рудопроявления. Условные обозначения см. на фиг. 9, но на фиг. 12 показаны результаты по всем пробам гранитов и метаморфических пород. Штриховой и пунктирной линиями показаны поля составов гранитов первой и второй фазы соответственно.

В апогранитных метасоматитах в целом концентрации U составляют 3–29 г/т, что близко к содержаниям U в неизмененных гранитах. Содержание Th в альбит-рибекитовых метасоматитах отчетливо снижается по сравнению с гранитами, снижается и Th/U отношение (фиг. 12а). В доломит-микроклиновых метасоматитах по сравнению с неизмененными гранитами возрастает разброс содержаний Th. Доломитовые прожилки содержат до 40 г/т U, а кварц-карбонатные жилы до 58 г/т.

Расчет коэффициентов парной корреляции показал (табл. 8), что в неизмененных гранитах U в наибольшей мере коррелирует с Y, Th, Се, Nb, F, что, в общем, согласуется с составом минералов-концентраторов U в гранитах (см. раздел Петрография). Для Th характерна положительная корреляция с теми же элементами – Y, Nb, Ce, F и др. В апогранитных метасоматитах⁵⁵ проявлена положительная корреляция тория с Y, Ln_Ce, Zr, уран же обнаруживает положительную корреляцию с Ti, Ca, Mg, Fe²⁺, CO₂, Nb, Co, W, Sr, S и др. (табл. 8). Положительная корреляция U с Ti наиболее отчетливо проявлена в доломит-микроклиновых метасоматитах и доломитовых прожилках (фиг. 12б) и позволяет предполагать, что в метасоматитах ведущая роль в концентрировании U принадлежит титанатам (в частности, минералам группы кричтонита, табл. 3).

ФИЗИКО-ХИМИЧЕСКИЕ УСЛОВИЯ ОБРАЗОВАНИЯ МЕТАСОМАТИТОВ

Наблюдаемое замещение в лейкократовых высококалиевых гранитах калиевого полевого шпата и кварца альбитом и биотита рибекитом показывает, что граниты и вмещающие породы подверглись воздействию щелочных водно-солевых растворов с высокой активностью Na⁺. Экспериментальные исследования фазовых равновесий с участием рассолов ограничены в настоящее время хлоридными системами. Согласно экспериментальным данным (Orville, 1963; Аранович, 2017), ассоциация двух щелочных полевых шпатов в присутствии водного раствора хлоридов щелочей стабильна в узком интервале состава флюида при соотношении K/Na < 1 как в разбавленных растворах при сравнительно низкой температуре, так и в концентрированных растворах при высокой температуре. В экспериментах с водным раствором хлоридов щелочей калиевый полевой шпат исчезал при отношении K/(K + Na) во флюиде около 0.10–0.15, а альбит становился неустойчивым при отношении K/(K + Na) во флюиде свыше 0.3 (Аранович, 2017). Таким образом, вероятно, что наблюдаемые на рудопроявлении сопряженные процессы альбитизации–микроклинизации изначально обусловлены воздействием на породы растворов с отношением K/(K + Na) < 0.15; микроклинизация происходила на фронте замещения в результате роста отношения K/Na, вызванного переходом калия в раствор при альбитизации микроклина в гранитах.

Оценить температурный интервал протекания метасоматоза можно также исходя из данных экспериментальных исследований. Рибекит-асбест был получен в экспериментах при 400–500°С (Калинина и др., 1975). Г.П. Зарайским с коллегами (Зарайский и др., 1984) показано, что образование альбит-рибекитовых метасоматитов происходит при 400–500°С и рН исходного раствора 7–10. Отсутствие эгирина в метасоматитах свидетельствует об умеренно-щелочной обстановке (Тугаринов и др., 1963; Зарайский и др., 1984).

Присутствие в доломит-микроклиновых метасоматитах одновременно доломита, микроклина и магнезиального биотита показывает, что условия были близки к равновесию: 1 ортоклаз + 3 доломит + 1 Н₂О ↔ флогопит + 3 кальцит + 3 СО₂, температура которого зависит от мольной доли СО₂ во флюиде и общего давления: при Р_f = 1 кбар и ${{X}_{{{\text{C}}{{{\text{O}}}_{{\text{2}}}}}}}$ = 0.2 образование флогопита происходит примерно при 360°С, а при ${{X}_{{{\text{C}}{{{\text{O}}}_{{\text{2}}}}}}}$ = 0.4 – около 390°С (Винклер, 1979). Доломит в щелочной среде устойчив до температуры 400–500°С (Тугаринов и др., 1963).

Присутствие биотита в кварц-карбонатных жилах показывает, что температура начала кристаллизации жил была выше 300°С (Кольцов, 1992). Однако в жилах присутствует также хлорит как самостоятельный и замещающий биотит минерал. Расчеты температуры по составу хлорита (Сathelineau and Nieva, 1985; Zang, Fyfe, 1995) дают значения от 273 до 210°С, которые можно рассматривать как температуру завершающей стадии гидротермально-метасоматического процесса.

ИЗОТОПНО-ГЕОХИМИЧЕСКИЕ ДАННЫЕ

Изотопный состав С и О в карбонатах

Изотопные составы углерода и кислорода кальцита и доломита из метасоматитов приведены в табл. 9 и на фиг. 13. Кальцит из альбит-рибекитовых метасоматитов характеризуется значениями δ¹³С –(3.2‒3.3)‰ и δ¹⁸O от +8.3 до +9.4‰. Железистый доломит из доломит-микроклиновых метасоматитов имеет более высокие значения δ¹³С от –1.6 до –1.9‰ и δ¹⁸O от +10.6 до +11.1‰. Полагая, что отложение карбонатов происходило из СО₂-содержащего флюида, используя данные о фракционировании изотопов углерода (Robinson, 1975) и кислорода (Zheng, 1999), можно оценить значения δ¹³С в углекислоте и δ¹⁸O в равновесном с кальцитом водном флюиде при 450°С (табл. 9). Значения δ¹⁸O водного флюида, из которого происходило отложение кальцита на ранней стадии метасоматических преобразований, составляют от +5.4 до +6.5‰, значения ${{\delta }^{{13}}}{{{\text{C}}}_{{{\text{C}}{{{\text{O}}}_{{\text{2}}}}}}}$ – около –(0.7–0.8)‰.

Таблица 9.  

Изотопный состав углерода и кислорода в карбонатах из апогранитных метасоматитов

№ пробы	Метасоматит	Минерал	Изотопный состав С и О в минерале		Изотопный состав С и О в минерале		Рассчитанный изотопный состав С и О в СО2 и равновесном с кальцитом флюиде
			ИГ СО РАН		ИГМ СО РАН
			δ13СPDB	δ18OSMOW	δ13СPDB	δ18OSMOW	${{\delta }^{{13}}}{{{\text{C}}}_{{{\text{C}}{{{\text{O}}}_{{\text{2}}}}}}}$	δ18Oфл
18	Альбит-рибекитовый	Кальцит	–3.3	8.3			–0.8	5.4
19	Альбит-рибекитовый	Кальцит			–3.2	9.4	–0.7	6.5
64	Альбит-рибекитовый	Кальцит	–3.3	8.6			–0.8	5.7
34	Доломит-микроклиновый	Fe-доломит			–1.6	11.1
73	Доломит-микроклиновый	Fe-доломит	–2.0	9.3	–1.9	10.7
80	Доломитовый прожилок	Fe-доломит	–2.0	9.1	–1.8	10.6

Примечание. Для расчета ${{\delta }^{{13}}}{{{\text{C}}}_{{{\text{C}}{{{\text{O}}}_{{\text{2}}}}}}}$ использовался график из работы (Robinson, 1975), для расчета δ¹⁸O_фл данные из работы (Zheng, 1999). Принята температура кристаллизации кальцита 450°С.

Фиг. 13.

Диаграмма δ¹³С, PDB – δ¹⁸О, SMOW для карбонатов из карбонатно-щелочных метасоматитов. 1, 2 – кальцит (1) и железистый доломит (2) из метасоматитов; при параллельных измерениях взяты средние значения.

ОБСУЖДЕНИЕ РЕЗУЛЬТАТОВ

Особенности минерального состава изученных пород указывают на их принадлежность к формации среднетемпературных натровых метасоматитов (Гидротермальные…, 1978), в отличие от низкотемпературных ураноносных эйситов Акитканского рудного пояса. Петрографические и петрохимические данные свидетельствуют о двустадийном протекании метасоматоза в гранитах. Изменение отношения K₂O/Na₂O (фиг. 10б) показывает, что высокая aNa⁺ в растворе на ранней стадии сменялась возрастанием aК⁺ на поздней стадии, что было обусловлено высвобождением калия при альбитизации калиевого полевого шпата и вызвало смену альбитизации микроклинизацией. Петрографические и петрохимические данные позволяют рассматривать раннюю стадию как проявление Na–Ca–Fe–Mg–CO₂-метасоматоза, а позднюю – как проявление сопряженного K–Ca–Fe–Mg–CO₂-метасоматоза; максимальное отложение карбонатов происходило на поздней стадии. Щелочность раствора была максимальной на ранней стадии (фиг. 10а), что выражается в появлении магнезиорибекита (Зарайский и др., 1984), и снижалась к концу процесса, на что указывает отсутствие щелочного амфибола в доломитизированных породах и возрастание железистости доломита в доломитовых прожилках по сравнению с доломитом из доломит-микроклиновых метасоматитов. Выносимый из пород кремнезем отлагался на завершающей стадии в виде кварцевых и кварц-карбонатных жил и прожилков. Гидротермально-метасоматические преобразования проявились в интервале температур от 400–500°С примерно до 200‒250°С.

Характерным для метасоматитов является присутствие в них карбонатов, причем железистый доломит на поздней стадии становится породообразующим минералом. Поскольку содержания СаО и MgО в гранитах очень низкие (табл. 6), образование карбонатов не могло быть результатом взаимодействия СО₂-содержащего флюида с гранитами. Более вероятно, что флюид насыщался сильными основаниями и Ti на пути своего движения от места генерации, взаимодействуя с породами, богатыми основаниями, такими как метавулканиты и лампрофиры, а отложение карбонатов происходило вследствие изменения состава раствора при взаимодействии с гранитами.

Положительная корреляция U с СО₂ в метасоматитах (табл. 8) согласуется с представлениями об уранил-карбонатных комплексах как основной форме переноса урана (Наумов, 1978, 1998), но присутствие в породах барита, сульфидов и фторапатита позволяет предполагать возможное участие в переносе U также сульфатных и фторидных комплексов. Максимальное концентрирование U в альбит-биотит-магнетитовых сланцах на контакте с измененными гранитами, обусловлено, вероятно, буферирующим влиянием сланцев на кислотность раствора (Наумов, 1998).

Расчеты значений δ¹³С в углекислоте, равновесной с кальцитом при 450°С, указывают на то, что источником углерода карбонатов являлись морские осадочные породы (табл. 9; фиг. 13). Растворимость карбонатов в чистой воде близка к нулю, однако резко возрастает в рассолах (Newton, Manning, 2010; Аранович, 2017). В свою очередь, близость величин δ¹⁸О в водном флюиде, из которого отлагался кальцит, к значениям δ¹⁸O в магматических флюидах (δ¹⁸O_SMOW от +5.5 до +8.5‰, Ohmoto, 1979; Zheng, 1999), вероятнее всего, показывает, что гидротермальный раствор претерпел изотопный обмен с магматическими силикатными породами в условиях повышенных температур и при низком отношении флюид/порода. На порододоминирующий режим метасоматоза указывает и неоднородный состав амфибола в метасоматитах.

Хотя в настоящее время отсутствуют достоверные возрастные датировки метасоматического процесса на рудопроявлении Песчаное, очевидно, что карбонатно-щелочной метасоматоз проявился со значительным временным отрывом от этапов регионального метаморфизма и становления постколлизионных гранитов приморского комплекса. Учитывая, что источником углерода кальцита в метасоматитах, вероятнее всего, являлись морские карбонаты, можно предполагать, что формирование метасоматитов связано с процессами на границе кратона с Палеоазиатским океаном (Хераскова и др., 2010; Wan et al., 2018). Существует мнение, согласно которому в период 550‒600 млн лет назад происходила субдукция под Сибирский кратон с последующей коллизией островных дуг и окраинных морей (Зорин и др., 2009; Владимиров и др., 2011; Макрыгина, Антипин, 2018). Если следовать этой модели, то источником углерода карбонатно-щелочных метасоматитов могли являться субдуцируемые карбонатные осадки.

Согласно U‒Pb и Pb‒Pb изотопным данным, формирование урановой минерализации в Акитканском поясе связано с несколькими этапами: палеопротерозойским, когда происходило становление высококалиевых гранитов и кислых вулканитов Южно-Сибирского постколлизионного магматического пояса с рассеянным Th-РЗЭ-U оруденением (Голубев и др., 2008; Самгин-Должанский, 2012), неопротерозойским (775‒550 млн лет), с формированием рядового уранового оруденения (Царук и др., 2009) и раннекарбоновым (348 ± ± 8 млн лет), когда происходила ремобилизация и переотложение первичных урановых руд в виде настурана (Голубев и др., 2008). Формирование карбонатно-щелочных метасоматитов в южной части Байкальского выступа играло рудоподготавливающую роль: воздействие карбонатно-щелочных растворов на высококалиевые граниты приморского комплекса вызывало разложение акцессорных минералов-концентраторов U и переход урана в раствор с последующим его перераспределением.

ВЫВОДЫ

1. Формирование карбонатно-щелочных метасоматитов по высококалиевым гранитам приморского комплекса PR₁ связано со среднетемпературным, согласно (Гидротермальные…, 1978), Na–Ca–Fe–Mg–CO₂ метасоматозом на ранней стадии, сменившимся сопряженным K–Ca–Fe–Mg–CO₂ метасоматозом на поздней стадии.

2. Процессы метасоматического преобразования гранитов протекали на фоне снижения температуры примерно от 450 до 360‒390°С и завершались образованием гидротермальных кварц-карбонатных жил при температуре около 200‒250°С.

3. Расчеты значений δ¹⁸O в водном флюиде и δ¹³С в углекислоте, равновесных с кальцитом при 450°С, указывают на морские карбонаты в качестве источника СО₂ и свидетельствуют об изотопном обмене флюида с магматическими породами при повышенных температурах и порододоминирующем режиме.

4. Начальные (⁸⁷Sr/⁸⁶Sr)_т отношения в новообразованных кальците (0.718087) и доломите (0.712033) и значения εNd_Т = –(7.3–8.2) свидетельствуют о ведущей роли верхнекорового источника вещества при метасоматозе.

5. Воздействие щелочного СО₂-содержащего флюида на граниты вызывало разложение акцессорных минералов-концентраторов U и переход урана в раствор с последующим отложением в составе главным образом минералов группы кричтонита, а также циркона и торита.