Геология рудных месторождений, 2022, T. 64, № 1, стр. 7-36

ВВЕДЕНИЕ

Урановые руды вулканических построек Стрельцовской в Восточном Забайкалье, Сианшаньской (Xiangshan) в Южном Китае и МакДермитт (McDermitt) на западе США, по классификации МАГАТЭ (Geological Classification…, 2018), относятся к вулканогенному (volcanic-related) типу, а в Стрельцовском и Сианшаньском рудных полях наблюдается сочетание вулканогенного в чехле и гранитного (granite-related) в фундаменте типов месторождений (Descriptive Uranium…, 2020).

Изученность вулканических построек Стрельцовской, Сианшаньской и МакДермитт с точки зрения проявленности урановорудного процесса различна: наибольшая для Стрельцовской и наименьшая для МакДермитт. В пределах Сианшаньской вулкано-купольной структуры в настоящее время ведутся интенсивные геологоразведочные работы, сопровождаемые полномасштабными научными изысканиями.

В Восточном Забайкалье ураноносные мезозойские кальдерные постройки (Куладжинская, Стрельцовская, Куйтунская) принадлежат к Восточно-Монгольскому вулканическому поясу, на юго-западной оконечности которого в Монголии локализовано урановмещающее Дорнотское вулканическое сооружение.

В Южном Китае наиболее крупные вулканогенные месторождения рудного поля локализованы в Сианшаньской вулкано-купольной постройке мезозойско-кайнозойского возраста, принадлежащей Гань-Ханскому (Gan-Hang) металлогеническому поясу, объекты которого до недавнего времени являлись важнейшим источником урана (World Uranium…, 2020).

Кальдера МакДермитт в США (штаты Невада и Орегон) кайнозойского (эоцен-миоценового) возраста не содержит сколько-нибудь крупных рудных объектов (включая урановые), хотя является более насыщенной гидротермальными проявлениями (например, литий и ртуть), чем прочие кальдеры Йеллоустонской горячей точки. Кальдера МакДермитт интересна с точки зрения общих закономерностей развития урановорудного процесса в кальдерных сооружениях молодого неоген-четвертичного возраста. Например, интерес представляют условия локализации рудного тела Авpopa с запасами до 8000 т U₃O₈ и средним содержанием урана 0.05%, который залегает в измененных лавовых потоках основного состава вдоль северной границы комплекса МакДермитт с сопровождающей пиритизацией и лейкоксенизацией. Информация о геологическом строении этого объекта крайне ограничена, что не позволяет провести сравнение с единственной в своем роде рудной залежью № 7 месторождения Дорнот, где настуран-коффинитовые с титанатами урана руды слагают пластообразные тела в горизонте подушечных (пиллоу) лав нижнего покрова андезито-базальтов (Petrov et al., 2003).

Для регионов размещения крупнейших ураноносных вулканических построек (Стрельцовская в Восточном Забайкалье, Сианшаньская в Южном Китае и МакДермитт на западе США) ведущим геодинамическим механизмом развития и функционирования рудно-магматических систем являются процессы растяжения, которые выражены в формировании протяженных рифтогенных структур. В Восточном Забайкалье они протекали в основном в позднеюрско-раннемеловое время, в Южном Китае – в позднем мелу и начале палеоцена, а в районе Йеллоустонской горячей точки – в миоцене.

Несмотря на разные временные рамки становления и неполное сходство тектонодинамических обстановок формирования рудоносных вулканогенных построек, многие черты проявлений в них магматических и гидротермальных процессов, несомненно, близки. В связи с этим основная цель статьи – сравнительный анализ петрогеохимии кислых рудовмещающих вулканитов и состава сопровождающих околорудных метасоматитов с дополнительным кратким анализом геодинамических обстановок формирования крупнейших по классификации МАГАТЭ ураноносных вулканических построек.

СРАВНИТЕЛЬНЫЙ АНАЛИЗ ДАННЫХ ПО ПЕТРОЛОГИИ ВУЛКАНИЧЕСКИХ ПОРОД КИСЛОГО СОСТАВА

Несмотря на разные временные рамки формирования рудоносных вулканогенных построек, многие черты проявлений в них магматических и гидротермальных процессов отражают те их свойства, которые характеризуют области внутриплитных тектонических режимов (Восточное Забайкалье, Южный Китай) или внешние части зон океан–континент (кальдера МакДермитт).

Для Восточного Забайкалья урановые, молибден-урановые, флюоритовые и некоторые другие типы руд практически всеми 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 (ТМЦ). На территории Южного Китая эта взаимосвязь является более сложной из-за существенного временного разрыва (около 30 млн лет) между завершением вулканизма и процессами рудообразования. В кальдере МакДермитт в США локализованы мелкие месторождения урана (Аврора, Мунлайт, Олд Мэн Спринг, Коттонвуд Крик, Опалит Майн и др.), но металлогения ее крайне интересна в связи с присутствием ртутных (месторождения МакДермитт, Кордеро, Бретц Майн, Траккер Пасс и др.) и литиевых (месторождение Кингс Вэлли) руд. Урановая минерализация представлена, в основном, жильным отенитом, торбернитом, т.н. “гуммитом” и предположительно уранинитом с высоким содержанием ванадия (Nash, 2010). Кальдера МакДермитт является более насыщенной гидротермальными проявлениями, чем прочие вулканические сооружения Йеллоустонской горячей точки, а возраст оруденения в ней приближен ко времени последнего излияния лав. Поэтому кальдера МакДермитт интересна с точки зрения общих закономерностей развития рудной минерализации в областях молодого кайнозойского вулканизма и сравнительного анализа кайнозойской гидротермальной активности с поствулканическими процессами, которые развиты в более древних вулканических сооружениях.

К настоящему времени существуют разные, подчас взаимоисключающие, точки зрения на механизмы формирования урановой минерализации в вулканических постройках кальдерного типа, но большинство исследователей признают ведущую роль в рудообразовании магматических пород кислого состава (как эффузивных, так и интрузивных разной степени абиссальности), имеющих содержания урана выше кларковых (Uranium…, 1985). Эти породы, кроме того, формируют основной объем кальдер мезозойско-кайнозойского возраста. В программной статье М. Кюне (Cuney, 2014) показано, что наиболее масштабное урановое оруденение ассоциирует с излияниями или экструзиями субщелочных пород кислого состава, обогащенных калием. Этот тип пород (метаалюминиевые и субщелочные (peralcaline) калиевые риолиты, трахириолиты, трахириодациты, а также экструзивные сиениты, кварцевые сиениты, реже риолитовые дайки и купола) характерен практически для всех регионов распространения вулканогенных месторождений и проявлений урана (Восточное Забайкалье, Юго-Восточный Китай, небольшие месторождения Западных штатов США и некоторые другие в регионах проявлений мезозойско-кайнозойской и более древней магматической активности). Вмещающие породы урановых месторождений в вулканических постройках упомянутых регионов представляют собой метаалюминиевый или умеренно пералюминиевый высококалиевый тип эффузивных или субвулканических пород, соответствующих гранитам А2-типа (“анорогенные граниты” по Eby, 1990, 1992). Происхождение этих пород (риолитов, риодацитов, трахириолитов) исследователями Сианшаньского рудного поля трактуется несколько различно. Так, ранее (Jiang et al., 2005; Cuney, 2014) предполагалось, что они образовались путем частичного плавления, главным образом, чарнокитовой нижней коры в условиях субдукции и при возможном внедрении разогретого мантийного материала. В дальнейшем (Bonnetti et al., 2020; Guo et al., 2020) стала преобладать гипотеза преимущественного происхождения пород, образующих вулкано-плутонический комплекс, при плавлении его метаморфического фундамента мезозой-палеозой-протерозойского возраста. Обогащение вулканических пород ураном и другими несовместимыми элементами, вероятно, отражает также, по мнению авторов (Bonnetti et al., 2020; Guo et al., 2020), относительно высокую степень кристаллической дифференциации, подтверждаемую рядом геохимических критериев. Отметим, что субщелочные кислые вулканиты рассматриваются как возможные источники урановой минерализации большинством исследователей месторождений урана в вулканических постройках.

Исключениями являются среднее по масштабам месторождение Макусани (Перу), приуроченное к риолитовым лавам с плюмазитовыми геохимическими характеристиками, и незначительные проявления урановой минерализации в топазовых риолитах бериллиевого месторождения Спор Маунтин и некоторых других (Christiansen et al., 1986; Cuney, 2014).

Однако временные взаимоотношения кислого магматизма и уранового оруденения для упомянутых вулканических построек противоречивы, что наглядно демонстрируют данные изотопного возраста, имеющиеся для вулканогенных месторождений соответствующих урановых провинций. В первом случае (Восточное Забайкалье) урановое оруденение почти совпадает по времени с заключительными фазами мезозойского вулканизма, а во втором (Южный Китай) отделено значительным (10–20 млн лет) временным интервалом (Bonnetti et al., 2020; Guo et al., 2020). Кайнозойское (около 16 млн лет) урановое оруденение месторождения МакДермит также близко по возрасту ко времени формирования кальдеры (Henry et al., 2017). Существуют и другие различия, касающиеся последовательностей рудоотложения и геохимических черт рудных минералов, что требует отдельного обсуждения.

Урановое, молибден-урановое, а также иногда флюоритовое оруденение для Восточного Забайкалья практически всеми его исследователями связывается с последними фазами юрско-раннемелового кислого эффузивного магматизма и, соответственно, с интенсивными проявлениями флюидопотоков, завершающих этот важнейший в металлогеническом отношении тектоно-магматический цикл (Петров и др., 2017). На территории Южного Китая эта взаимосвязь является более сложной из-за существенного временного разрыва между завершением вулканизма и процессами рудообразования (Guo et al., 2020). При дальнейшем изложении мы не будем касаться всех аспектов проявлений эффузивного магматизма, сосредотачиваясь только на последних стадиях кислого вулканизма, приближенного к времени уранового минералообразования.

Для территории Восточного Забайкалья очевидна пространственная и, вероятно, парагенетическая взаимосвязь уранового (а также Pb–Zn, Mo, Cu, Au, Ag) оруденения с проявлениями вулканизма позднеюрского-раннемелового возраста, относящимися, по представлениям многих исследователей этого региона, к латитовой ветви континентального магматизма (Таусон, 1982; Петров и др., 2017; Андреева и др., 2020). Латитовая серия вулканитов, включающая щелочные и субщелочные базальтоиды (шошониты), латиты (трихиандезиты, трахидациты), а также их кислые производные (трахириодациты, калиевые риолиты), была впервые описана с геохимических позиций для западных штатов США С.Р. Никкольдсом и Р. Алленом (1958). Их интрузивным фациям соответствуют монцогаббро, монцониты, сиениты, субщелочные граниты.

Поскольку риолиты и риолитовые игнимбриты, а также субвулканические кварцевые монцониты Стрельцовской кальдеры приближены по времени их излияния и внедрения к урановой минерализации, мы опускаем характеристику более древних потоков трахидацитов, дацитов, базальтов, отделенных от урановорудного процесса интервалом около 15–20 млн лет. Риолиты характеризуются флюидально-брекчиевой текстурой и порфировой структурой. Количество вкрапленников составляет 0–40%. В составе фенокристаллов отмечаются калишпат, кварц, олигоклаз, реже биотит. Структура кварц-полевошпатовой основной массы стекловатая, фельзитовая или сферолитовая. Сферолитовые риолиты отличаются наличием в микрофельзитовой основной массе радиально-лучистых сферолитов, состоящих из кварца и калишпата. Эти минералы преобладают и в составе флюидальных тонкополосчатых риолитов, текстура которых обусловлена различной степенью раскристаллизованности полос. Вулканическое стекло риолитов подвержено девитрификации. Существуют и потоки стекловатых почти нераскристаллизованных пород мощностью до первых метров.

Геохимические черты кислых лав и субвулканических пород урановых месторождений Забайкалья соответствуют или близки гранитоидам типа А (по Aby, 1990, 1992) (фиг. 1а, б). На этих сравнительных диаграммах породы Стрельцовской кальдеры обнаруживают сходные черты с кислыми вулканитами рудного поля Сианшань и кальдеры МакДермитт, что подчеркивается, в частности, высокими содержаниями в них высокозарядных редких элементов.

Фиг. 1.

а – составы кислых и субщелочных эффузивных пород Стрельцовской кальдеры, а также Сианшань и МакДермитт, на диаграммах A/CNK–A/NK (по Maniar, Piccoli, 1989); A/CNK = Al/(Na + K + 2Ca), A/NK = Al/(Na + K). б – дискриминационная диаграмма (по Whalen et al., 1987) c данными по составам эффузивов кальдер Стрельцовской (значки), Сианшань и МакДермитт (в виде полей составов); 1 – риолиты Стрельцовской кальдеры; 2 – те же риолиты (по Chabiron et al., 2003); 3 – жильные и субвулканические сиениты и кварцевые монцониты; 4 – риолиты и риодациты структуры Сианшань; 5 – риолиты и игнимбриты кальдеры МакДермитт. С использованием материалов: Ищукова и др., 2007; Петров и др., 2017; Андреева и др., 2020; Chabiron et al., 2003; Castor, Henrey, 2000; Jiang et al., 2005; Yang et al., 2011; Henrey et al., 2017; Bonnetti et al., 2020; Castor, Henrey, 2020.

Характеристические отношения Y/Nb, которые по (Eby, 1990) могут указывать на принадлежность магматитов кислого состава к типу 1 (мантийному) или типу 2 (коровому или смешанного происхождения) для Стрельцовского рудного поля противоречивы. Возможно, кроме чрезвычайно широкого распространения метасоматических преобразований практически всех образующих Стрельцовскую кальдеру пород, подобного рода анализу мешает типичная для кислых лав и игнимбритов неоднородность их сложения, наличие чужеродных включений и ксенокристаллов. Так, например, этим обстоятельством объясняется значительный разброс фигуративных точек на фиг. 1 и 2, особенно резко выраженный для риолитов высокой кремнекислотности. Из приведенных схем очевидно, что вулканиты кальдеры МакДермитт отличаются от мезозойских кислых эффузивов Сианшаня и Стрельцовской кальдеры большим размахом содержаний высокозарядных компонентов и меньшей пералюминиевостью.

Фиг. 2.

Диаграмма K₂O–SiO₂ для пород завершающей фазы вулканизма кальдер Стрельцовской (1), Сианшань (2), МакДермитт (3). Литературные источники данных соответствуют указанным на фиг. 1а, б. Серии пород: I – калиевая щелочная, II – субщелочная (латитовая, шошонитовая), III – высококалиевая известково-щелочная, IV – известково-щелочная, V – толеитовая. Классификация по (Peccerillo, Taylor, 1976).

Существенно калиевый тип вулканитов ураноносных вулканических построек отчетливо прослеживается на классификационной диаграмме калий–кремнезем (фиг. 2).

Сравнительный анализ бинарных диаграмм Харкера для некоторых петрогенных и редких элементов кислых эффузивов трех рассматриваемых сооружений также обнаруживает многие черты сходства (фиг. 3). Отметим высокие содержания Nb, Th и Zr, вышекларковую обогащенность Li (для структуры Сианшань данные по литию, к сожалению, отсутствуют), а также зависимость отношений Rb/Sr и Zr/Hf от кремнекислотности.

Фиг. 3.

Бинарные диаграммы Харкера для SiO₂ и некоторых петрогенных и редких элементов кислых и щелочных пород ураноносных кальдер. Составы приведены к 100% сухого остатка. 1 – вулканические породы Стрельцовской кальдеры, 2 – МакДермитт, 3 – Сианшань. Литературные ссылки на используемые данные соответствуют фиг. 1а, б.

Одной из наиболее заметных особенностей Юго-Восточного Забайкалья является обогащенность фтором всех разновидностей магматических пород мезозойского возраста, включая не только редкометальные лейкократовые и Li–F-граниты, но и вулканиты бимодальной серии, выполняющие кальдерные постройки. Наиболее ярко эта геохимическая черта выражена в лейкократовой (риолитовой) части эффузивных магматических серий. К сожалению, в доступных литературных источниках отсутствуют систематические данные по содержаниям фтора в кальдере МакДермитт и вулканогенной постройке Сианшань, а этот элемент, возможно, имеет большое значение для переноса урана.

Риолиты, риодациты, трахириолиты, а также экструзивные сиениты, кварцевые сиениты, риолитовые дайки и купола всех трех вулканических сооружений обнаруживают довольно высокую степень фракционирования. Спектры концентраций REE, нормированных к хондриту, показывают обогащение LREE и отчетливо выраженную отрицательную Eu-аномалию (фиг. 4).

Фиг. 4.

Спектры РЗЭ для вмещающих пород кислого и субщелочного составов в ураноносных структурах Стрельцовская, Сианшань и МакДермитт. Источники литературных данных указаны на фиг. 1а, б. 1 – Стрельцовская кальдера, 2 – структура Сианшань, 3 – кальдера МакДермитт.

Кислые лавы кальдеры МакДермитт обнаруживают несколько более высокие содержания всех РЗЭ, вероятно, ввиду их меньшей общей гидротермальной переработки. Практически все спектры РЗЭ отличаются от равноплечего (“gull-winged”) распределения, характерного для поздних дифференциатов Li–F-редкометальных гранитов. Наконец, в кислых эффузивах ураноносных кальдер никогда не наблюдаются тетрадные эффекты М-типа, которые могут отчетливо проявляться в высокодифференцированных Li–F-гранитах и онгонитах (Masuda et al., 1987; Badanina et al., 2006).

Вулканические породы кислого состава ураноносных структур значительно обогащены несовместимыми элементами – Li, Rb, Ta, U, при резком снижении Ва и Sr, относительно верхней континентальной коры. На спайдер-диаграммах (фиг. 5) кислых и субщелочных пород Стрельцовской кальдеры (Петров и др., 2017; Андреева и др., 2020) и кальдеры Сианшань (Jiang et al., 2005; Yang et al., 2010; Bonnetti et al., 2020) фиксируются минимумы Ba, Sr, Eu, Ti, вероятно, связанные с фракционированием из расплава полевых шпатов, титаномагнетита или сфена.

Фиг. 5.

Спайдер-диаграммы составов риолитов Стрельцовского рудного поля и риолитов и риодацитов Сианшань (по Yiang et al., 2005; Yang et al., 2010). 1 – составы риолитов Стрельцовской кальдеры, 2 – структуры Сианшань.

Содержание урана и тория во вмещающих урановое оруденение породах представляет одну из их важнейших классификационных характеристик. Так, общие содержания урана в риолитах Стрельцовской кальдеры колеблются от 4 до 23 ppm по нашим данным и от 6.5 до 28 ppm (по Chabiron et al., 2001, 2003), а в расплавных включениях концентрация урана достигает 26 ppm (Наумов и др., 2011) и 42.09 ppm (Chabiron et al., 2003). Th/U отношение меняется в широких пределах – от 2 до 9, что может быть связано с высокой подвижностью урана в условиях очень интенсивных проявлений метасоматоза внутри кальдеры. В риолитах и риодацитах Сианшаня концентрация урана ниже и не превышает 15.6 ppm, а Th/U отношение несколько стабильнее, в основном от 1.7 до 4 (и до 5.4). Это позволяет исследователям рудного поля (Bonnetti et al., 2020) объяснить присутствие в рудах большого количества торийсодержащих минералов – ураноторита, торианита и др. Месторождения кальдеры МакДермитт ассоциируют с риолитами, также отчетливо обогащенными ураном – от 9 до 20 ppm (Castor, Henrey, 2000).

Соотношения изотопных возрастов эффузивных пород последних фаз внедрения или излияния и уранового оруденения в рассматриваемых структурах неоднозначны. Так, в Стрельцовской кальдере возраст последних проявлений вулканизма, определенный разными методами, в основном, соответствует границе юры и мела (около 140 млн лет). Однако, 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 даже до 128 млн лет назад. Возраст же уранового оруденения, локализованного внутри этой вулкано-тектонической структуры, оценивается в 135 млн лет (Чернышев, Голубев, 1996; Лаверов и др., 2012). Таким образом, не исключается возможность проявления пострудного эффузивного и гипабиссального магматизма, хотя и в незначительных масштабах. В вулканической структуре Сианшань урановое оруденение отделено от последних проявлений кислого магматизма интервалом около 20 млн лет, а в кальдере МакДермитт оно почти совпадает со временем завершения вулканической деятельности (около 16 млн лет). Поэтому взаимосвязь импульсов магматической активности и уранового оруденения остается неоднозначной.

В Юго-Восточном Забайкалье изотопное датирование в ближайших к Стрельцовской кальдере районах развития субвулканических онгонитов, онгориолитов и Li–F-гранитов указывает на их формирование в интервале 145.7–140.6 млн лет (Перетяжко и др., 2011; Сырицо и др., 2012). Это обстоятельство послужило одной из причин появления гипотезы об общем как для кислых эффузивов Стрельцовской кальдеры, так и для редкометальных гранитов очаге, индуцировавшем также и урановое оруденение (Алешин и др., 2007; Лаверов и др., 2012). Однако, хорошо изученные в Забайкалье позднеюрские-раннемеловые лейкограниты и редкометальные Li–F-граниты кукульбейского комплекса, как и их субвулканические аналоги (онгониты), принадлежат к иному геохимическому типу и вмещают иной тип оруденения (Sn, W, Li, Ta, Nb). Характерные различия в составах редких и редкоземельных элементов рассмотрены в наших предыдущих работах (Петров и др., 2017; Андреева и др., 2020). Что касается территории Южного Китая (регион Геджу (Geju) с грейзеновым типом Sn-оруденения), то возраст вмещающих гранитов здесь соответствует 158 млн лет, а возраст оруденения 153.4–152.7 млн лет, что резко отличается от времени формирования уранового оруденения в вулканогенном комплексе Сианшань. В числе рудных минералов присутствуют касситерит, вольфрамит, а также молибденит, шеелит, пирит и другие сульфиды. Предполагается прямая генетическая связь пералюминиевых вмещающих гранитов и редкометального Sn–W-оруденения (Guo et al., 2011; Pirajno, 2013). Поскольку эти геологические события опережают урановую минерализацию в регионе более чем на 30 млн лет, то очевидно, что взаимосвязь между ними отсутствует.

В Восточном Забайкалье поля распространения вулканитов контрастного состава, включая и упомянутые К-риолиты, приурочены к областям повышенного и знакопеременного магнитного поля. Эти поля фиксируют проявления магматизма так называемого “окисленного” или магнетитового типа, к которому относятся экструзивно-эффузивные породы вулканических сооружений и ряд интрузивных массивов. С этими же областями повышенного магнитного поля совпадают цепочки вулканических кальдер, индексирующих протяженные неоднородные зоны земной коры, проницаемые для магмо- и флюидопотоков (фиг. 6).

Фиг. 6.

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 – области преимущественно повышенного и варьирующего знакопеременного магнитного поля с преобладающим Mo, Au, U, Pb, Ag, Zn, Cu оруденением; 4 – области преимущественно спокойного пониженного магнитного поля с преобладающим Sn, W, Li, Ta профилем оруденения; 5 – зоны повышенной проницаемости земной коры; 6 – контуры проведенных магнитных съемок; 7 – кальдерные постройки, вулкано-тектонические и кольцевые вулкано-купольные сооружения с U-оруденением; 8 – кальдерные, вулкано-тектонические и кольцевые вулкано-купольные сооружения с Au, Pb, Zn, Mo, Cu, Ag, Fe, флюоритовым оруденением; ураноносные кальдеры и вулкано-тектонические сооружения с крупномасштабным U-оруденением (21 – Стрельцовская и 27 – Дорнотское). Номера и названия остальных кальдер указаны в (Андреева и др., 2020).

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). Это сопоставление показывает закономерное совпадение размещения бóльшей части вулканических построек, группирующихся в пояса, с областями повышенных или варьирующих значений магнитного поля. 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 (Андреева и др., 2020). С областями пониженных значений магнитного поля ассоциируют граниты ильменитовой серии (Li–F-граниты, амазонитовые граниты, онгониты) с редкометальным оруденением.

Можно предположить, что сходное расположение рудоносных вулканогенных построек имеет место и в вулканическом поясе Гань-Хан в Китае, и в районе Йеллоустонской горячей точки, к которой приурочена кальдера МакДермитт.

Изучение изотопного (Nd и Sr) состава пород Стрельцовской кальдеры было предпринято Д.В. Коваленко и соавторами (Коваленко и др., 2014, 2015) для главных эффузивных разновидностей, включая и последние фазы вулканической активности – риолиты и риолитовые игнимбриты. Оно показало, что эти породы характеризуются радиогенными начальными изотопными отношениями стронция I_Sr(T) = 0.713–0.715, а изотопный состав Nd риолитов в момент их излияния соответствовал εNd(T) = –1 до –2. Учитывая общий субщелочной характер риолитов и повышенную щелочность расплавных включений в них (Chabiron et al., 2001), а также Nd и Sr изотопные данные для предшествующих извержениям кислых пород трахибазальтов (εNd(T) от –1.5 до +3.4, I_Sr(T) – от 0.7058 до 0.7065), предполагается, что риолиты могли образоваться при фракционировании трахибазальтовых расплавов. Значения εNd(T) этих групп пород (риолитов и трахибазальтов) близки, но величины I_Sr(T) значимо различаются. Повышенные величины I_Sr(T) риолитов Стрельцовской кальдеры могут быть объяснены высокими отношениями в них ⁸⁷Rb/⁸⁶Sr. Несмотря на такую интерпретацию, нельзя полностью исключить и коровое происхождение риолитов. Следовательно, можно предполагать, что риолиты Стрельцовской кальдеры являются наиболее поздними кислыми дифференциатами латитовой серии магматитов, но, возможно, отчасти наследуют и составы континентальной коры.

Изотопные (Sr и Nd) характеристики риолитов и риодацитов Сианшаня контрастно отличаются от кислых лав Стрельцовской кальдеры. Изотопный состав Sr валовых проб очень непостоянен: значения начальных изотопных отношений ⁸⁷Sr/⁸⁶Sr находятся в интервале от 0.7063 до 0.7108, а εNd(T) соответствуют узкому интервалу отрицательных значений: от –7.3 до –8.3. Исследователи Сианшаньского рудного поля полагают, что лавы риолитового и риодацитового состава могли являться результатом частичного плавления нижней кристаллической коры, состоящей из среднепротерозойских метаморфических пород, модельный (Hf) возраст которых составляет 1823–1550 млн лет, без существенного добавления магм мантийного происхождения (Jiang et al., 2005; Yang et al., 2010; Bonnetti et al., 2020). Эти процессы привели к генерации высокотемпературных магм А-типа, слагающих обрамление вулканической структуры Сианшань. Следует отметить, что изотопные системы стронция могут быть нарушены из-за интенсивного проявления метасоматических процессов.

ОСНОВНЫЕ ЧЕРТЫ ПОСТВУЛКАНИЧЕСКОЙ ГИДРОТЕРМАЛЬНОЙ МИНЕРАЛИЗАЦИИ

Проявления рудно-метасоматических процессов в рудоносных вулканогенных постройках перечисленных регионов имеют очевидные черты сходства. Cравнительный анализ гидротермальной деятельности в связи с урановым оруденением (кальдера Стрельцовская и структура Сианшань) затруднен лишь недостаточностью данных о гидротермальной минерализации кальдеры МакДермитт.

Описание главных типоморфных особенностей развития гидротермально-метасоматических процессов в рудоносных структурах целесообразно начать с краткого обзора этих преобразований в пределах Стрельцовской кальдеры в Восточном Забайкалье. Среди всех известных месторождений урана в континентальных вулканических поясах месторождения Стрельцовского рудного поля являются уникальными по запасам и качеству руд (Машковцев и др., 2010; Geological Classification…, 2018). Во многих других мезозойских вулканогенных постройках Восточного Забайкалья обнаружены только мелкие месторождения и рудопроявления урана. По мнению большинства исследователей этого региона, концентрации рудной минерализации в Стрельцовской кальдере благоприятствует наличие глубоко проникающих разломов, обогащенность ураном кристаллических пород фундамента и эффузивных пород, чрезвычайно интенсивное проявление вулканизма контрастного состава в виде разных фаций, как эффузивных, так и экструзивных. К одной из выдающихся особенностей Стрельцовской кальдеры относится также необычно широкое развитие почти всего спектра низкотемпературных метасоматитов, известных в рудных месторождениях эндогенного типа (фиг. 7). Мощности измененных пород достигают десятков, иногда – первых сотен метров. Во многих случаях абсолютно свежие неизмененные разности эффузивных пород обнаруживаются с большим трудом.

Фиг. 7.

Геологическая схема строения Стрельцовской кальдеры и распространение метасоматических преобразований; геологическая основа по Ищуковой и др., 2007. Масштабы карты и разреза не совпадают. 1 – иллитовые метасоматиты; 2 – каолинитовые аргиллизиты; 3 – смектитовые и смектит-цеолитовые метасоматиты; 4 – неизмененные и слабоизмененные вмещающие породы; 5 – разрывные нарушения: а – крутые и пологие внутрикальдерные, б – кольцевые; 6 – месторождения урана: 1 – Широндукуевское, 2 – Стрельцовское; 3 – Антей, 4 – Октябрьское, 5 – Лучистое, 6 – Мартовское, 7 – Мало-Тулукуевское; 8 – Тулукуевское, 9 – Юбилейное, 10 – Весеннее, 11 – Новогоднее, 12 – Пятилетнее, 13 – Красный Камень, 14 – Юго-Западное, 15 – Жерловое, 16 – Аргунское, 17 – Безречное, 18 – Дальнее, 19 – Полевое; 7 – риолитовые палеовулканы, жерловые фации; 8 – туфогенные и терригенные породы; 9 – базальты и андезиты; 10 – трахидациты и их игнимбриты; 11 – риолиты и риолитовые игнимбриты; 12 – гранитоиды; 13 – гнейсы, кристаллические сланцы, амфиболиты; 14 – мраморы; 15 – рудные тела; 16 – номера разломов.

Для метасоматических процессов Стрельцовской ураноносной кальдеры возможно выделение трех основных эпизодов в развитии постмагматической гидротермальной активности: 1) предрудные метасоматические преобразования (главным образом обширная иллитизация), не содержащие скоплений рудных (урановых) минералов, или сопровождающиеся жилами ранних генераций сульфидов; 2) рудосопровождающие преобразования – альбитизация, карбонатизация, флюоритизация, бертьеринизация (7 Å химический аналог Fe-хлорита), окварцевание, в этот же эпизод вписываются собственно рудные стадии – браннеритовая и настуран-коффинитовая; 3) пострудные изменения, выраженные в развитии глинистых минералов, карбонатов, адуляра, цеолитов. На фоне этих изменений возможны незначительные выделения позднего коффинита.

Главные каналы поступления гидротерм располагались, по-видимому, в основном во внутренних частях Стрельцовской кальдеры и были связаны с жерлами отдельных вулканов. Участки развития низкотемпературных аргиллизитов более развиты в периферических зонах, проявлялись спорадически при режиме растекания основных флюидопотоков в условиях последовательного центробежного приоткрывания флюидопроводящих структур. Этот тектонодинамический механизм в деталях описан для Дорнотской вулкано-тектонической структуры в Монголии (Миронов и др., 1993).

Согласно многочисленным данным определений изотопного возраста К–Ar, Rb–Sr, U–Pb методами, временной разрыв между последними проявлениями магматизма (140 млн лет) и U-оруденением (135 млн лет) не превышает 3–5 млн лет (Андреева и др., 1991; Андреева и др., 1996; Чернышев, Голубев, 1996). Однако данные U–Pb датирования, полученные для цирконов из потоков витрофировых риолитов, указывают на более молодой возраст этих лав – до 128 млн лет (Шатков и др., 2010). Возможно, процессы уранового минералообразования частично совпадали с самыми последними вспышками эффузивного магматизма. Дискуссии, посвященные вопросам стадиальности процессов рудообразования на месторождениях Стрельцовского рудного поля, подробно отражены в серии работ (Ищукова и др., 2007; Наумов, 1998; Алешин и др., 2007; Лаверов и др., 2012).

Самый распространенный тип предрудных изменений в Стрельцовской кальдере представлен кварц-карбонат-иллитовым, который наиболее характерен для крупнейших месторождений восточной части кальдеры (иллит в данном случае обозначает собирательное название для смешаннослойных иллит-смектитов, содержащих не более 40% разбухающих межслоев). Кварц-каолинитовые (иногда с карбонатами) аргиллизиты, распространены в основном в центральной и западной части кальдеры. В ее северном секторе развиты преимущественно смектитовые и цеолит-смектитовые метасоматиты (аргиллизиты).

Для большинства месторождений Стрельцовского рудного поля характерно развитие обширных и протяженных (до первых километров) ореолов иллитовых изменений вулканогенных и вулканогенно-осадочных пород. Главным типоморфным минералом метасоматитов являются смешаннослойные иллит-смектиты преимущественно с незначительным (до 15%) содержанием разбухающих межслоев, которые характерны для месторождений в восточной части кальдеры. Одна из отличительных особенностей метасоматитов – почти полное отсутствие в их составе пирита, а Fe связано в карбонатах, анкерите или сидерите. Их количество в измененных основных эффузивах может возрастать до 40–45%. Подробные исследования иллитов (Андреева, Головин, 1998; Dorzhieva et al., 2018) показали, что на глубинах более 1800 м они содержат менее 5% разбухающих слоев, приближаясь к составам серицит-фенгитов. В верхних частях Антей-Стрельцовского месторождения содержания смектитовых межслоев может возрасти до 45%. Упорядоченность переслаивания сохраняется высокой или имеет тенденцию к высокой. Распределение tv и cv структурных типов и политипных модификаций иллитов по вертикали в месторождении Антей показывает постепенное возрастание упорядоченности их структур с глубиной. Для Аргунского месторождения в западной части кальдеры характерны менее упорядоченные и более разбухающие иллит-смектиты (Петров и др., 2014).

Рудосопровождающие (syn-ore) прожилково-метасоматические изменения на месторождениях Стрельцовской кальдеры проявлены очень интенсивно. Наиболее распространены альбитовые и хлорит-бертьериновые, но также наблюдаются карбонатные, флюоритовые, они всегда пространственно сопряжены с рудными телами. Мощность их, как правило, не превышает 1 м, но в случаях сближенных зон может достигать нескольких метров, редко до десятков метров. Наиболее тесно связаны с рудными телами альбитовые метасоматиты, которые особенно широко развиты в измененных гранитах, трахидацитах, менее – в базальтах и практически исчезают в осадочно-туфогенных породах. Содержание Na₂O может достигать 10% (в измененных гранитах). Легче всего тонкозернистые агрегаты плохо сдвойникованного альбита развиваются по калиевым полевым шпатам. Почти всегда альбиту сопутствуют мельчайшие выделения титанатов урана, отмечаются также апатит, циркон. Совместно с альбитом присутствуют в разных количествах кварц и анкерит, гематит. На уровнях ниже 1800 м от современной поверхности альбитовые метасоматиты не встречены. На фиг. 8 приведен пример взаимоотношений рудосопровождающих метасоматитов с иллитизированными гранитами и урановым оруденением.

Фиг. 8.

Гидротермальные преобразования и оруденение в гранитах месторождения Антей. Документация стенки горной выработки, горизонт 114 м. 1 – слабоизмененные биотитовые граниты; 2 – умеренно измененные граниты состава кварц + микроклин + иллит + анкерит + реликты плагиоклаза; 3 – интенсивно измененные граниты состава кварц + + иллит ± анкерит, сидерит ± микроклин; 4 – альбитизированные граниты; 5 – урановые руды; 6 – гематитизация вдоль прожилков урановых минералов; 7 – прожилки криптокварца; 8 – разрывные нарушения, часть которых сопровождается бертьерином.

Этот процесс не всегда развит на месторождениях Стрельцовской кальдеры и не является непременным спутником урановой минерализации. Например, альбититы практически отсутствуют на всех месторождениях западной части кальдеры, включая и крупное Аргунское месторождение, очень слабо проявлены даже и на некоторых месторождениях ее восточной части. Исследования распределения урана в альбититах методом осколковой радиографии и микрозонда показали, что в них присутствуют рассеянные выделения браннерита, а также апатит, циркон, ксенотим, монацит. Мощность единичных зон около 1–1.5 м. Браннерит может развиваться и вне зон альбитизации, замещая при этом акцессорные сфен и рутил. Во многих случаях альбитизация сопровождается растворением кварца, образованием пустот на его месте, которые могут быть заполнены минералами самых поздних стадий – диккитом, кальцитом, смектитом, гребенчатым кварцем. Это явно низкотемпературный процесс, поэтому применение к нему термина “эписиенитизация” мы полагаем неудачным.

Бертьериновые метасоматиты и прожилковые образования распространены повсеместно во всех типах пород, но на глубине около 1900 м бертьерин исчезает, сменяясь изохимическим ему 14Å Fe-хлоритом. Этот минерал отличается от 7Å-разностей только несколько большим содержанием Al^IV и более симметричным распределением Al по тетраэдрическим и октаэдрическим позициям. Мg- и Fe–Mg-бертьерины и хлориты для рудосопровождающих метасоматитов не характерны.

На всех месторождениях Стрельцовской кальдеры распространены пострудные аргиллизиты, приуроченные к участкам катаклаза и трещиноватости (по-видимому, это аналог стадии “post-ore” для Сианшаньского рудного поля). Для них характерно секущее положение по отношению к рудным телам. Мощность аргиллизитов не превышает первых метров, а на глубину они прослежены до 1 км. В их состав входят смектиты (в основном высокозарядные бейделлитового типа), каолинит, диккит и Li-тосудит. Последний является причиной появления Li-аномалий, особенно в фундаменте кальдеры на месторождении Аргунское, где содержание Li₂O в аргиллизитах достигает 1 мас. %. В этой связи интересны данные о развитии Li-содержащих иллитовых глин в осадках озер внутри кальдеры МакДермитт (Henry et al., 2017; Сastor, Henrey, 2020). Авторы предполагают, что источником лития могли быть исходные породы, слагающие стенки и дно кальдеры, которые могли содержать первичные литиевые минералы или обогащенное литием вулканическое стекло. При этом носителем Li в туфогенных осадках, по-видимому, является не гекторит, но редкий литийсодержащий слюдистый минерал иллитового типа – тайниолит. Возможность существования этого минерала имеет совершенно определенный минералогический интерес, и мы можем надеяться на продолжение исследований литиевой минерализации в этой рудоносной кальдере.

Температурные условия протекания рудно-метасоматических процессов в Стрельцовской кальдере неоднородны, и ближе к периферическим кольцевым разломам наблюдается некоторое снижение интенсивности гидротермальных процессов, а характер их меняется на низкотемпературный. Здесь расположено пластообразное месторождение Дальнее (Андреева и др., 2010). Судя по литературным источникам, такого рода месторождения не отмечены в Сианшаньском рудном поле. Минеральные ассоциации вулканогенно-осадочных вмещающих пород месторождения Дальнее характеризуются широким распространением смектита, цеолитов (клиноптилолита, морденита), неупорядоченных смешаннослойных иллит-смектитов, каолинита, селадонита, флюорита. В составе урановых руд присутствует коффинит и настуран и не характерный для других месторождений кальдеры самородный мышьяк. Эти минеральные ассоциации свидетельствуют о малоглубинном образовании месторождения Дальнее и более мелких рудопроявлений в этой части кальдеры в условиях небольших давлений (не более 100 атм), невысоких температур (около 150°С) и при воздействии субнейтральных вод, что благоприятствует широкому распространению перечисленных минералов. Кроме того, здесь устанавливался восстановительный режим, обусловленный присутствием углефицированных остатков растений в прослоях туфогенных песчаников, что способствовало отложению самородного мышьяка.

Широкое распространение парагенезисов с участием смешаннослойных иллит-смектитов (“гидрослюд”) и иллита позволяет использовать их для определения температур минералообразования в сочетании с данными экспериментальных исследований и прямых наблюдений в высокотемпературных скважинах в областях активного вулканизма. Эти данные, а также обилие бертьерина (хлоритоподобного минерала с 7Å структурой), указывают на температурный интервал образования метасоматитов 120–250°С при невысоких давлениях (не более 500 бар).

В качестве иллюстраций применения этих природных геотермометров можно привести закономерности, установленные по наблюдениям в высокотемпературных скважинах (Inoue et al., 2004). Авторами подчеркивается важное для термометрии значение определения структурной упорядоченности и содержаний разбухающих межслоев в иллит-смектитах, замещающих вулканическое стекло и минералы в составе туфов и игнимбритов (фиг. 9). Эти данные целесообразно применить к изучению мезозойских вулканогенных кальдер как аналогов современных вулканических построек.

Фиг. 9.

Вариации процентных содержаний иллита в смешаннослойных иллит-смектитах как функция температуры в скважинах активных современных геотермальных систем (по Inoue et al., 2004). Возможные температурные условия формирования и состав иллитов: 1 – в верхней части месторождения Антей и Стрельцовское, 2 – в нижней части месторождения Антей, 3 – в месторождении Дальнее.

На месторождениях Сианьшанского рудного поля выделяют (Dalhkamp, 2009; Pirajno, 2013; Yao et al., 2013; Li et al., 2016; Yu et al., 2019; Bonetti et al., 2020) две (иногда три) основные рудно-метасоматические стадии: 1) дорудная (pre-ore) стадия, она особенно развита в северной и восточной частях кальдеры и представлена альбитизацией и подчиненной околотрещинной иллитизацией (гидромусковитизацией в китайской литературе). Согласно (Bonnetti et al., 2020), альбитизация развивалась при относительно повышенных (>250°C) температурах, которые оценивались по косвенным данным (данные по флюидным включениям отсутствуют). С этой стадией ассoциирует браннеритовая минерализация при подчиненном значении настурана; 2) синрудная стадия характеризуется широко проявленной иллитизацией, а также хлоритизацией, флюоритизацией и гематитизацией, которые отчетливо контролируются разрывными нарушениями. С ними связано основное оруденение, представленное, главным образом, настураном с редким ураноторитом; 3) пострудная стадия, по данным разных авторов, представлена околотрещинной карбонатизацией, флюоритизацией, окварцеванием и развитием глинистых (смектит, каолинит) минералов.

По данным (Bonnetti et al., 2020), урановые руды Сианшаня (особенно ранняя браннеритовая стадия) характеризуются ярким проявлением Th–U–Mo–P-REE-Y–Ti–Zr геохимического спектра, что привело к широкому распространению торийсодержащих минералов (ураноторита, торианита, торийсодержащего браннерита). При этом содержание тория в руде может достигать 1900 ppm. Однако в работах других исследователей рудного поля (Dalhkamp, 2009; Pirajno, 2013; Yao et al., 2013; Li et al., 2016; Yu et al., 2019; Guo et al., 2020) эти данные не подтверждаются. Образование этой ранней альбит-браннеритовой ассоциации К. Бонетти связывает с присутствием на глубине под кальдерой массива субщелочных калиевых гранитов, с их фракционированием и индуцированием рудоносных гидротерм (последнее утверждение, в свете имеющихся многочисленных экспериментальных данных по коэффициентам распределения расплав-флюид, представляется сомнительным).

Большинство имеющихся данных изотопного датирования в Сианшаньском рудном поле указывает на существенные интервалы между временем окончания вулканической деятельности (около 135 млн лет) и первой рудной стадией (125–110 млн лет), а также между первой настурановой стадией и второй основной (100–80 млн лет), которая значительно отделена от первой. Все данные подтверждены большим количеством изотопных исследований урановых минералов, сульфидов, калиевых слюд.

В вулканогенных (volcanic-related) месторождениях Сианшаньского рудного поля, по данным его исследователей, мощности приуроченных к трещинным зонам метасоматических ореолов не превышают 1 метра, хотя есть указания и на примеры (Guo et al., 2020) более мощных, до первых сотен метров, проявлений иллитового метасоматоза.

Очень интересен вопрос, связанный с положением альбитовых метасоматитов в общей схеме развития гидротермального процесса. Они присутствуют в обоих рудных полях – и в Восточном Забайкалье, и в Южном Китае. По данным многих авторов (Dalhkamp, 2009; Pirajno, 2013; Bonnetti et al., 2020; Guo et al., 2020 и др.), в Сианшане околотрещинный альбитовый метасоматоз представлен в самой первой рудно-метасоматической стадии (фиг. 10), которая удалена по времени от завершения эффузивной деятельности более чем на 10 млн лет.

Фиг. 10.

Принципиальная схема развития гидротермального рудообразования на месторождениях Сианшаньского рудного поля (Bonnetti et al., 2020).

Мощность зон альбитизации не превышает нескольких десятков сантиметров, количество Na₂O в измененных породах достигает 7.5%, появляются участки выщелачивания кварца. В связи с альбитизацией распространена преимущественно вкрапленная браннеритовая и в меньшей степени настурановая и ураноторитовая минерализация. Только спустя 15–20 млн лет развивается вторая основная урановорудная стадия и сопровождающие ее (syn-ore) иллитовые околорудные метасоматиты. Хотя в работах по Сианшаньскому рудному полю и приводится документация открытых и подземных горных выработок (Bonnetti et al., 2020; Guo et al., 2020), четкие доказательства более раннего проявления альбитизации отсутствуют. На месторождениях Стрельцовского рудного поля альбитовые метасоматиты всегда тесно пространственно связаны с рудными телами и появились позже иллитовых (гидрослюдистых) изменений, что подтверждается и взаимными пересечениями этих зон, взаимоотношениями альбита и слюд, прекрасно наблюдаемыми в шлифах. Документации горных выработок, приводимые К. Бонетти (Bonnetti et al., 2020), на которых показаны узкие зоны альбитизации внутри ореолов иллитизации, обнаруживают практическое сходство этих процессов с проявлениями альбитизации в Стрельцовском рудном поле.

Природа появления зон альбитизации и положение их в общей для вулканогенных месторождений схеме рудообразования не вполне ясна и может быть предметом особого рассмотрения. Альбит развивается метасоматически, замещая калиевый полевой шпат или иллит (и серицит). Эти реакции изучены экспериментально, подтверждены расчетными и природными наблюдениями (Hemley et al., 1964; Покровский, 1982; Зарайский, 1989 и др.). Константы равновесия этих реакций (особенно в случае замещения иллита альбитом) резко возрастают с падением температуры, и образование альбита в низкотемпературной (<300°C) области весьма затруднено. Эти взаимоотношения отражены на полуколичественной расчетной диаграмме (фиг. 11), где показаны положения реакций в системе K₂O–Na₂O–SiO₂–Al₂O₃–H₂O и точками вынесены (по литературным источникам) реальные составы вод в отношении К и Na в современных термопроявлениях и в составе ГЖВ жильных минералов.

Фиг. 11.

Основные взаимоотношения в системе K₂O–Na₂O–SiO₂–Al₂O₃–H₂O с избытком кварца в зависимости от pH, активностей калия, нaтрия и температуры (Андреева, Головин., 1998). Точки – составы природных термальных вод и газово-жидких включений по литературным данным; кл – каолинит, ил – иллит (или серицит), аб – альбит, кпш – калиевый полевой шпат, Na-см – натриевый смектит. Равновесие “альбит-иллит” выделено серым ореолом.

Температуры формирования альбититов в месторождениях Антей и Стрельцовское не превышают 200–220°С (неопубликованные фондовые материалы И.В. Мельникова¹¹; Ищукова и др., 2007). Следовательно, для отложения альбита требуется одновременно значительное, до двух порядков, превышение натрия над калием и повышение щелочности до значений рН около 8–9. Последнее вполне возможно при резком сбросе давления в результате (сейсмо)тектонических подвижек, приоткрывания трещин и общей дилатансии пород. Действительно, зоны альбитизации в месторождениях Стрельцовской кальдеры отчетливо тяготеют к участкам повышенной нарушенности, катаклаза и брекчирования пород. Возможность резкого (до 2 единиц) скачка величин рН обусловлена интенсивной дегазацией растворов и удалением СО₂ и других газов при резком сбросе давления (Browne, Ellis, 1970; Наумов, 1998 и др.). Заметим, что натриевый смектит условно помещен нами в поле парагонита, поскольку этот минерал в предлагаемых температурных условиях не образуется (Iiyama, 1964; Зарайский, 2007; и др.).

Очевидно, что подобного рода процессы минералообразования альбита с преобладанием катаклаза и выполнения трещин возможны только в обстановке упруго-хрупкого разрушения (Петров и др., 2014). Действительно, в Стрельцовской кальдере на больших (около 3 км) глубинах, вскрытых скважинами, крупные зоны дробления и рудосопровождающая альбитизация, как и кондиционные урановые руды, не обнаружены. Резкое возрастание содержаний натрия, скорее всего, связано с массовым высвобождением его при процессах предшествующей интенсивной иллитизации, которой в первую очередь подвержены плагиоклазы. Следовательно, процесс гидротермальной альбитизации может быть спровоцирован резким скачком значений рН без дополнительного привноса магматогенного натрия в результате приоткрывания трещин при температурах не ниже 190–200°C. При более низких температурах альбит замещается анальцимом или другими натровыми цеолитами (см., например, Matthews, 1980).

Исследования изотопных составов кислорода и углерода в метасоматических и жильных карбонатах указывают на значительную обогащенность их тяжелым углеродом, что приближает их по изотопному составу к осадочно-метаморфическим карбонатам (фиг. 12).

Фиг. 12.

Соотношения изотопов углерода и кислорода в жильных и метасоматических карбонатах урановых месторождений Стрельцовского и Сианшаньского (по Hu et al., 2008) рудных полей. Треугольники – жильные карбонаты, квадраты – метасоматические, кружки – мраморы. Данные для магматических и гидротермальных карбонатов указаны по (Покровский, 2000).

Близкие к нулевым значения δ¹³С_PDB для карбонатов месторождений Стрельцовского рудного поля отмечались и у других авторов (Ищукова и др., 2007). Изотопный состав кислорода для жильных карбонатов в общем соответствует водам гидротермального происхождения. Однако для метасоматических карбонатов он близок к составу кислорода гранитов, что, возможно, связано с кислородным сдвигом, обменом c минералами вмещающих гранитоидов. По нашим данным, кварц гранитов обнаруживает вариации δ¹⁸О ‰ от +7 до +9. Более низкие значения δ¹⁸О‰ кислорода жильных карбонатов, вероятно, объясняются напряженным тектоническим и гидродинамическим режимом жильного минералообразования, когда гидротермальные флюиды не успевали прийти в равновесие с вмещающими породами. Эта закономерность подтверждается и данными о распределении изотопов углерода и кислорода по глубине (фиг. 13).

Фиг. 13.

Распределение изотопных составов жильных и метасоматических карбонатов по глубине в месторождениях Антей-Стрельцовское (а) и Аргунское (б). Тонкие пунктирные линии объединяют анализированные образцы.

Жильные образования, как правило, сосредоточены на верхних горизонтах разреза, где, как видно из приведенной иллюстрации для верхних частей Антей-Стрельцовского месторождения, распределение изотопов кислорода и углерода довольно хаотично. Тот же эффект наблюдается и для Аргунского месторождения, которое локализовано в области чрезвычайно интенсивной тектонической нарушенности пород вблизи крупного Меридионального разлома. Наряду с этим метасоматические карбонаты обнаруживают с глубиной тенденцию к возрастанию значений δ¹⁸О‰ и, соответственно, к уравновешиванию их с минералами вмещающих гранитов, а также, одновременно, некоторое смещение значений δ¹³С ‰ в нулевую или слабоотрицательную область. Последнее гипотетически может быть обусловлено примесью магматического углерода на больших глубинах. Поэтому внутри Стрельцовской кальдеры можно предполагать ведущее значение в процессах минералообразования углерода осадочного происхождения с возможной примесью магматической компоненты. Наряду с этим восстановителями урана могут быть не только углефицированные прослои туфогенных пород, но и газожидкие восстановители эндогенного происхождения, как это установлено нами в крутопадающих рудовмещающих разломах на месторождении Тулукуевское (Petrov et al., 2008).

Совершенно иные характеристики для изотопов углерода из рудосопровождающих кальцитов получены (Hu et al., 2008; Yu et al., 2019) для месторождений Сианшаньской структуры. Все они отвечают интервалу от –3.5 до –5.9, что соответствует мантийному их источнику, а эманацию СО₂ большинство авторов связывают с обстановкой растяжения этой территории, сопровождающейся внедрением мафических даек. В отличие от Стрельцовской кальдеры, в Сианшаньском рудном поле отсутствуют карбонатные породы как в составе комплекса раннемеловых эффузивов, так и в протерозойском кристаллическом фундаменте. Этот феномен столь резкого различия изотопных составов углерода для двух рудоносных вулканогенных структур и возможное влияние источника углерода на масштабы уранового рудоотложения, несомненно, требует дальнейшего изучения.

Для урановых месторождений и рудопроявлений Восточного Забайкалья и Гань-Ханского металлогенического пояса Южного Китая характерно отсутствие метасоматических ореолов высококислотного типа (advanced argillic alterations) – вторичных кварцитов и аргиллизитов с алунитом, пирофиллитом, диаспором, андалузитом, ангидритом и другими кислотофильными минералами, а также с характерным набором рудных минералов в группе сульфидов – энаргитом, люцонитом, фаматинитом и др. Судя по имеющимся данным, в кальдере МакДермитт присутствуют адулярсодержащие минеральные ассоциации (месторождение урана Мунлайт), что также свидетельствует об отсутствии там кислотных метасоматитов. Парагенезисы, характеризующие кислотную среду минералообразования при высокой активности серы и кислорода (Sillitoe, Hedenquist, 2003; Sillitoe, 2010; Hedenquist, Taran, 2013 и др.), широко распространены в пределах современного и молодого кайнозойского вулканизма Тихоокеанского кольца в областях с тонкой сиалической корой и преобладающей ролью базитовых магм. Предполагается, что высокая фугитивность кислорода в магматических системах этих областей связана с затягиванием океанической коры, насыщенной кислородом и водой, под зоны субдукции (Ballhaus, 1993; Рябчиков, 1997), а обогащенность серой – с преобладанием основного магматизма (Русинов, 2001). Гидротермальные месторождения урана для этих областей не характерны.

ОБСУЖДЕНИЕ РЕЗУЛЬТАТОВ

Сравнительный анализ трех урановорудных полей, связанных с вулканогенными постройками, требует рассмотрения по крайней мере трех основных аспектов: 1) проблем источников урана, механизмов его переноса и осаждения, 2) геотектонического положения и геодинамических условий формирования ураноносных структур, 3) взаимосвязей рудоотложения с определенным типом магматизма и метасоматизма.

До настоящего времени вопросы об источниках, механизме переноса и отложения урана, генетической взаимосвязи рудообразования с процессами магмообразования или об экстракции урана из консолидированных пород во многом остаются дискуссионными.

Например, для Стрельцовской кальдеры длительное время обсуждаются три основные гипотезы для источников урана: 1) мантийный, 2) магматические источники в виде U(IV) и 3) инфильтрационные.

Относительно мантийного источника урана предполагается, что он локализован в горизонтах неистощенной средней и глубинной мантии, в которые проникают глубинные постгранитные разломы (Летников, 2006). Эти структуры являются проводниками высокотемпературных флюидов, инициирующих формирование предполагаемых на глубине малых тел рудоносных Li–F-лейкогранитов (Алешин и др., 2007) и привнос компонентов “гранитоидного ряда”, включая уран. Перенос урана осуществляется этими автономными мантийными флюидами, не зависящими от петрохимических и геохимических свойств вмещающих пород. Форма переноса урана в случае мантийного источника не обсуждается. Гипотеза мантийного происхождения урана в Монголо-Забайкальской провинции, по аналогии с урановыми месторождениями Средней Азии, рассматривалась ранее специалистами ИГЕМ РАН (Модель…, 1990). В этой работе основным фактором концентрирования урана в мезозое в вулканических структурах Восточного Забайкалья и Монголии считается гранитоидный магматизм.

Гипотеза о магматических источниках урана в виде U(IV) может быть разделена на два направления в части условий и форм его переноса. Первое направление определяет, что в системе урансодержащий расплав–флюид уран всегда распределяется в пользу расплава, и концентрация урана в 100–500 раз выше в расплаве относительно равновесного с ним флюида. При этом установлено, что концентрация урана во флюиде, равновесном с лейкогранитным расплавом, составляет всего 10^–5–10^–4 мас. %, что недостаточно для формирования крупных, а тем более уникальных по запасам месторождений. Однако сериями экспериментальных работ разных авторов показано, что в высокотемпературных (500°C и выше) и в восстановительных условиях при высоких содержаниях HF значимый перенос урана магматогенными флюидами возможен (Жариков и др., 1987; Редькин и др., 1988; Коваленко и др., 2012; Keppler, Wyllie, 1990; Peyffert et al., 1995). Основным условием фракционирования урана в раствор является высокое содержание в нем фтора, не менее 0.5–1.0 m (хлор менее благоприятен), и температуры около 500°C. Только тогда уран может переноситься в концентрации до n × 10^–2 моль/л. Определены возможные формы переноса урана в виде оксифторидных комплексов. Все полученные данные относятся к высокотемпературным условиям. Осаждение урана происходит при охлаждении системы.

Согласно второму направлению, экстракция металлов осуществляется высокоплотными солевыми галогенидными фазами. Экспериментальные работы указывают на эффективное и избирательное концентрирование ряда металлов (W, Sn, Mo, Pb, Zn. Nb, Ta) в плотных солевых фазах, отделяющихся от гранитоидных расплавов, богатых F и Cl при 880–900°C (Редькин, Величкин, 2013; Маракушев. 1988; Чевычелов, 1992; Маракушев, Шаповалов, 1994; Шаповалов, 2001). В природных условиях застывший кальциево-фторидно-алюмосиликатный расплав обнаружен в онгонитах и гранитах массива Ары-Булак в Восточном Забайкалье (Перетяжко и др., 2007; Перетяжко, Савина, 2010). Вместе с тем, имеются экспериментальные данные, указывающие на существенное влияние фторидов в магматических условиях на растворимость уранинита, особенно в области флюидной несмесимости. Вопрос о причинах мобилизации и формах нахождения урана в высокотемпературных системах с участием фторидных флюидов в настоящее время изучается (Редькин и др., 2021). Однако возможности переноса рудных компонентов к местам их концентрации не обсуждаются, хотя очевидным является гораздо более низкотемпературный фон уранового рудообразования, чем эксперименты при высоких РТ-параметрах высокотемпературной ликвации.

В рамках гипотезы инфильтрационных источников урана в гидротермальных и гидрогенных месторождениях в качестве источников рассматриваются вмещающие породы, содержащие его кларковые концентрации. Экспериментальными работами (Рафальский, Осипов, 1967; Шмариович и др., 1984) показана возможность выщелачивания урана окислительными растворами из пород разного состава при разных температурах. При этом формируются растворы с концентрацией до n × 10^–3 моль/л, которые можно рассматривать как рудоносные. Эта модель хорошо объясняет формирование гидрогенных месторождений.

Для гидротермальных месторождений вулканогенного типа выделяются ближние и удаленные источники урана. Ближние источники – породы, вмещающие рудные жилы (Наумов, 1978; Модников, Сычев, 1984; Шатков, Бутаков, 2013). Удаленные источники – экстракция урана растворами, как ювенильными, так и метеорными, по пути их следования к области рудоотложения (Наумов, 1990; Наумов и др., 2012; Модников, Сычев, 1984). Предполагается, что перенос урана осуществляется в основном в виде различных уранилкарбонатных комплексов, а осаждение уранинита происходит по схеме

Приведенный краткий анализ показывает большое разнообразие и нередко взаимодополняемость подходов к определению источников урана. Наряду с этим для предложенных альтернатив сохраняется неопределенность в вопросах условий переноса и отложения урана. Эта проблема имеет длительную историю, но главная сложность в ее решении состоит в невозможности, c одной стороны, переноса урана в виде U^IV (или его комплексов) в условиях невысоких (<500°C) температур, а с другой стороны – неустойчивости комплексов шестивалентного урана при повышенных (>250°C) температурах. В последнем случае неизбежно возникает проблема восстановителей урана и механизма формирования рудных тел.

Исследования последних лет (Timofeev et al., 2018; Migdisov et al., 2018) показали возможность переноса четырехвалентного урана в виде галогенных комплексов в относительно низкотемпературных условиях (250–350°С), но только в растворах с высокой концентрацией хлоридов (или фторидов) и с очень низкими значениями рН, что нереально для рассматриваемого типа месторождений. Кроме того, существование фторидных комплексов шестивалентного урана (Guo et al., 2020), как главных агентов переноса в условиях невысоких температур, также возможно лишь в очень кислой среде, что не согласуется с характером минеральных ассоциаций, наблюдаемых на этих месторождениях.

Крупнейшие по классификации МАГАТЭ (Geological Classification…, 2018) промышленные урановорудные объекты в вулканогенных структурах (Стрельцовская в Восточном Забайкалье, Сианшань в Южном Китае и МакДермитт на западе США) отчетливо тяготеют к областям проявления контрастного (бимодального) вулканизма и повышенной флюидно-магматической проницаемости коры. Поскольку источники магматических масс (согласно имеющимся изотопным данным) сосредоточены, скорее всего, в мантии и нижних горизонтах коры, то эти массы могли служить и источниками рудного вещества. Однако для ураноносной Стрельцовской кальдеры возможен альтернативный вариант (Пэк и др., 2020), 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. Проведенный анализ позволил обосновать представление о преемственных формах переноса урана магматическим расплавом и рудообразующим флюидом в минеральную систему Стрельцовской кальдеры. В концептуальной модели глубинный магматический источник был питающим очагом для переноса урана магматическими расплавами в верхние горизонты коры с формированием урансодержащих пород субвулканического очага и вулканических извержений Стрельцовской кальдеры. После привноса урана магматическими расплавами его дальнейшее перераспределение происходило в палеогидродинамической системе со свободной тепловой конвекцией флюидов в остаточном тепловом поле субвулканического очага Стрельцовской кальдеры. Предложенный механизм конвективного движения флюидов может объяснить и повсеместное развитие в пределах кальдеры гидротермальных карбонатов с осадочными изотопными характеристиками. Материал для отложения жильных и метасоматических карбонатов мог заимствоваться из крупных ксенолитов докембрийских мраморов, особенно широко распространенных в западной части кальдеры. При этом в контуре термоконвективной циркуляции флюидов могли реализовываться сопряженные процессы мобилизации урана: 1) из консолидированного субвулканического очага, 2) из гранитоидных пород фундамента кальдеры и 3) из покровов кислых вулканических пород в вулканогенно-осадочном чехле кальдеры. Предполагается (Пэк и др., 2020), что соучастие в формировании рудной минерализации этих трех потенциально высокопродуктивных источников урана объясняет происхождение уникальных урановорудных запасов месторождений Стрельцовского рудного поля. В этой связи интересно провести сравнительный анализ основных характеристик, влияющих на рудоносность рассматриваемых вулканогенных структур (табл. 1).

Сравнительный анализ характеристик вулканогенных структур показывает, что если принять гипотезу реализации механизма свободной тепловой конвекции флюидов в остаточном тепловом поле корового магматического очага, то Стрельцовская кальдера будет являться единственным объектом, в котором поступление урана происходило из нескольких источников его ближней мобилизации (из консолидированного субвулканического очага, из гранитоидных пород фундамента структуры и из покровов кислых вулканических пород в ее вулканогенно-осадочном чехле). Соучастие в формировании рудной минерализации этих трех потенциально высокопродуктивных источников урана предположительно объясняет происхождение уникальных урановорудных запасов месторождений Стрельцовской кальдеры по сравнению с рудными объектами в Сианшане и МакДермитте.

Также, если принять гипотезу формирования рудных тел за счет выщелачивания урана из вмещающих обогащенных им пород (Пэк и др., 2020), то единственным его носителем являются карбонатные комплексы. Они устойчивы в достаточно широком интервале внешних условий, а восстановителями урана могут быть не только углефицированные прослои туфогенных пород, но и газожидкие восстановители эндогенного происхождения в рудовмещающих разломах Стрельцовской кальдеры (Petrov et al., 2008).

Относительно происхождения урана в Сианшане все авторы сходятся в представлениях о том, что его наиболее вероятными источниками являются сами вмещающие вулканические породы, но, также с возможным участием более древних гранитоидных пород и метаморфических толщ протерозоя. Принципиальная схема уранового рудообразования, представленная в работах последних лет (Guo et al., 2020; Bonnetti et al., 2020), предполагает, что основной транспорт урана осуществляется разнообразными, но главным образом карбонатными или фторидными уранильными комплексами. Вопросы о возможных восстановителях в упомянутых работах детально не рассматриваются, но в качестве возможных агентов предлагаются восстановительные газы в связи с поствулканическими интрузиями мафических даек, а также взаимодействие с рассеянными сульфидами минерализованных зон или c полиметаллическими рудными телами в основании вулкано-плутонического комплекса Сианшань (Guo et al., 2018).

Приведенный анализ показывает разнообразие мнений по источникам урана, условиям его переноса и накопления. Наряду с этим отсутствие полного понимания в вопросе взаимосвязи этих процессов с геодинамическими обстановками их функционирования указывает на необходимость продолжения работ в этом направлении.

Крупнейшие проявления урановой минерализации располагаются в основном в мезозойских и кайнозойских вулканических структурах, приуроченных к областям внутриплитного вулканизма с мощной континентальной корой и развитым гранитно-метаморфическим слоем, бедным серой. Для этих областей типичны семейства метасоматитов низкокислотного или промежуточного типа (березиты, иллитовые метасоматиты, умеренно-кислотные аргиллизиты с адуляром) (Андреева, Головин, 2001). Во внешней или переходной зоне Тихоокеанского кольца (Камчатка, Провинция Бассейнов и Хребтов в США, Чили и другие регионы) эти семейства метасоматитов могут присутствовать совместно с кислотными метасоматитами (фиг. 14).

Фиг. 14.

Схема распространения месторождений урана и сопровождающих их околорудных метасоматитов относительно Тихоокеанского мезозойско-кайнозойского вулканического пояса (северное полушарие). 1–2 – урановые рудные поля и месторождения; метасоматиты умеренно-кислотного типа (low- and intermediate sulfidation), сопровождающие месторождения урана (и других металлов); 3 – метасоматиты кислотного типа (high sulfidation); 4 – глубоководные желоба (зоны субдукции). Урановые месторождения и рудные поля: 1 – Стрельцовское рудное поле, 2 – Дорнотское рудное поле, 3 – Олов, 4 – месторождения Алданской группы, 5 – Ласточка, 6 – Сианшаньское рудное поле, 7 – Шенгуань, 8 – Сиаогуань, 9 – Киф-Провиденское, 10 – МакДермитт, 11 – Мерисвейл, 12 – Фронт-Рейндж, 13 – Нопал. С использованием материалов (Русинов, 2001; Шумилин, 2007).

Для регионов нахождения крупнейших по классификации МАГАТЭ ураноносных вулканогенных построек (Стрельцовская в Восточном Забайкалье, Сианшань в Южном Китае и МакДермитт на западе США) ведущим геодинамическим механизмом развития и функционирования рудно-магматических систем являются процессы растяжения. В Восточном Забайкалье они происходили в основном в позднеюрско-раннемеловое время, в Южном Китае – в позднем мелу и начале палеоцена, в районе Йеллоустонской горячей точки – в миоцене.

В Восточном Забайкалье и сопредельных территориях Северного Китая они проявились, в основном, в раннем мелу. Растяжение в этом регионе обусловлено левосдвиговыми перемещениями в зоне конвергенции тихоокеанских плит и при закрытии Монголо-Охотского океана, деламинацией литосферной мантии и внедрением астеносферного вещества (Shao, 1994; Zhang et al., 2010 и др.). Перемещение литосферных масс для Восточного Забайкалья можно предполагать по омоложению времени коллизионных деформаций в северо-восточном направлении (фиг. 15).

Фиг. 15.

Геологическая схема Монголо-Охотского орогенного пояса и его обрамления с положением Стрельцовской кальдеры (по Коваленко и др., 2014, 2015). 1 – докембрийские кратоны; 2 – преимущественно океанические и островодужные террейны; 3 – преимущественно турбидитовые террейны; 4 – мезозойские впадины растяжения; 5 – вулканические пояса; 6 – вулканические центры; 7 – гранито-гнейсовые купола; 8 – направления перемещения блоков; 9 – разломы; 10 – время коллизионных деформаций; 11 – государственные границы; 12 – Стрельцовская кальдера. Буквенные обозначения: Х – Хангайское нагорье, Д – Джаргалантуинский прогиб, А – Агинская зона, Ап – Аникинский порог, ВМВП – Восточно-Монгольский вулканический пояс, БХВП – Большехинганский вулканический пояс, Д – Даэрбуланская система разломов.

При этом установлены левосдвиговые смещения по зоне Монголо-Охотской сутуры, отделяющей жесткие блоки Западно-Становой области от Восточно-Монгольского вулканического пояса с цепочкой ураноносных вулкано-тектонических структур (с ЮЗ на СВ – Дорнотская, Куладжинская, Стрельцовская, Куйтунская). Региональные деформации сдвига и растяжения (транстенсивный стресс-режим) могли происходить на фоне взаимодействия процессов субдукции и плюм-тектоники. Такую возможность наглядно демонстрируют данные глубинной геофизики по ряду крупных субдукционных зон (Gu et al., 2012). Концептуальные модели взаимосвязи процессов плейт- и плюм-тектоники и их важнейшая роль в формировании эндогенных месторождений детально рассмотрены в работах (Кузьмин, Ярмолюк, 2014, 2016; Ярмолюк и др., 2019).

Применительно к вопросу определения геодинамической обстановки формирования рудоносных вулкано-плутонических структур в Восточном Забайкалье, Восточной Монголии и сопредельных территорий Северного Китая высказанное нами ранее (Петров и др., 2017; Андреева и др., 2020) предположение о сочетании остаточного коллизионного и рифтогенного геодинамических режимов, иллюстрирует фиг. 16.

Фиг. 16.

Структурно-металлогеническая схема Юго-Восточного Забайкалья и сопредельных стран. Структурно-тектонические зоны и спектр оруденения: I – Западно-Становая (Au, Mo, Cu, Pb, Zn, U); II – Агинская и III – Аргунская металлогенические зоны (Ta, Li, Nb, Sn, W, Be); IV – Монголо-Приаргунский металлогенический пояс (U, CaF₂, Mo, Pb, Cu, Au, Ag, Zn); V – Aргунский металлогенический пояс (Mo, Cu, Au, Pb, Zn, Ag, Au); VI – Большой Хинган (Mo, Au, Cu, Pb, Zn). Урановорудные поля: 1 – Стрельцовское, 2 – Дорнотское (по Эндогенные рудные…, 1984; Лишневский, Бескин, 1994; Pirajno, 2013; Li et al., 2018; Ярмолюк и др., 2020).

Подобной информации для района Сианшаньской вулкано-купольной структуры пока не имеется, хотя в юго-восточной части Китая намечается омоложение возраста гранитоидов (фиг. 17) в направлении с юго-запада на северо-восток (Wan, 2010; Bonnetti et al., 2018).

Фиг. 17.

Ареалы распространения мезозойских гранитных интрузий в Южном Китае (по Wan, 2010). Разновозрастные интрузии: 1 – триасовые, 2 – раннеюрские, 3 – среднеюрские, 4 – позднеюрские, 5 – раннемеловые, 6 – позднемеловые. 7 – Сианшаньское рудное поле.

В целом для Южного Китая большинство авторов полагает важнейшим для мезозойско-кайнозойского рудообразования существование разломно-трещинных зон, формировавшихся в условиях растяжения, наступившего после субдукции палео-Тихоокеанской плиты под Евразийский континент в мезозое и начале кайнозоя (Hu et al., 2008; Xu et al., 2017; Guo et al., 2020). Эти зоны преобладающего юго-запад–северо-восточного простирания послужили не только путями внедрения магм, но и проводниками для циркулирующих окислительных вод, выщелачивающих и несущих уран, а также путями подъема восстановительных мантийных газов.

Наиболее ярко динамика продвижения литосферных плит над горячими областями мантии зафиксирована для трассы Йеллоустонской горячей точки, на юго-западе которой находится кальдера МакДермитт, а на северо-восточной оконечности – Йеллоустон (фиг. 18).

Фиг. 18.

Модель формирования трассы Йеллоустоунской горячей точки (по Smith et al., 2009). а – фаза воздействия (17 млн лет назад) плюма, расположенного под аккретирующей океанической плитой Колумбийского плато в области субдукции Хуан-де-Фука, б – фаза современного состояния расщепленного плюма и взаимодействия расположенного над ним деплетированного верхнемантийного блока с континентальной литосферой. NA – североамериканская плита. Цифрами показан средний возраст внутрикальдерных вулканических пород.

Расстояние между МакДермиттом и Йеллоустоном около 700 км. Основная магматическая активность вокруг кальдеры МакДермитт продолжалась в период 16.7–16.1 млн лет, хотя обнаружены высокоглиноземистые оливин-толеитовые лавы с возрастом 14.9 млн лет (Henry et al., 2017). Кальдера находится на западном крыле субмеридионально ориентированной Невадской рифтовой зоны в области ее замыкания. Параллельно рифту фиксируется граница отношения ⁸⁷Sr/⁸⁶Sr, значение которого 0.706 интерпретируется как раздел между континентальной литосферой на востоке и океанической литосферой на западе (Smith et al., 2009). Расчеты показывают, что скорость продвижения континентальной плиты в ЮЗ направлении составляла от 2 до 4.5 см/г.

Приведенный обзор позволяет определить те узловые вопросы (источники урана, условия его переноса и накопления, геодинамические обстановки), по которым очевидно проявляются расхождения в интерпретации последовательностей развития минеральных систем (стадийности гидротермально-метасоматических и рудообразующих процессов) вулканогенных месторождений (volcanic-related type) Восточного Забайкалья, Южного Китая и Запада США при внешнем формальном сходстве минеральных ассоциаций, как рудных, так и нерудных. Анализ этих различий, возможно, позволит выработать дополнительные критерии, которые необходимо учитывать при прогнозе крупномасштабных месторождений урана и сопутствующих ему элементов.

ЗАКЛЮЧЕНИЕ

Вулканогенные постройки Стрельцовская в Восточном Забайкалье, Сианшаньская в Южном Китае и МакДермитт на западе США в действующей классификации МАГАТЭ определяются как ключевые (типовые) структуры, локализующие урановые месторождения “вулканогенного типа” (Geological Classification…, 2018). Являясь по своей сути эмпирической системой, этот описательный структурно-формационный подход группирует месторождения урана, главным образом, по признаку вмещающей породы и/или рудолокализующей структуры. Однако в последнее время появляется все больше и больше публикаций (Descriptive Uranium…, 2020), в которых подчеркивается, что, несмотря на важность этой накопленной за долгие годы справочной информации, действующая классификация содержит множество вариативных данных по условиям локализации урановых руд и многочисленные параметры, большинство из которых проявлены только в масштабе одного или нескольких месторождений. Имеющиеся описательные модели уранового рудообразования в значительной степени основаны на информации, полученной в ходе отработки месторождений без должного привлечения результатов региональных металлогенических и петрологических исследований. Поэтому такие модели следует использовать в качестве отправной точки для создания новых генетических моделей урановых месторождений, которые основаны на минерально-системном подходе, реализующем парадигму “источник → транспорт → отложение”. В этой связи рассматриваемые в данной статье “типовые” рудоносные вулканогенные структуры (Стрельцовская в Восточном Забайкалье, Сианшаньская в Южном Китае и МакДермитт на западе США), несмотря на разные временные рамки формирования, проявляют многие черты сходства в развитии магматических, гидротермальных и структурообразующих процессов. Эти критически важные генетические процессы следует учитывать при создании моделей минеральных систем урановых месторождений в разновозрастных вулкано-тектонических структурах для обоснования постановки поисково-разведочных работ, связанных с определением местоположения и количества ресурсов урана.

Для регионов нахождения рассмотренных нами крупнейших ураноносных вулканогенных структур ведущим геодинамическим механизмом развития и функционирования рудно-магматических систем являются процессы растяжения. В Восточном Забайкалье они происходили в основном в позднеюрско-раннемеловое время, в Южном Китае – в позднем мелу и начале палеоцена, в районе Йеллоустонской горячей точки – в миоцене. Имеются подтвержденные свидетельства о динамике продвижения литосферных плит над горячими областями мантии. Региональные деформации растяжения, рифтогенеза и вулканической активности могли протекать на фоне взаимодействия процессов субдукции и плюм-тектоники, что наглядно демонстрируют данные глубинной геофизики по ряду крупных субдукционных зон.

Вмещающие породы урановых месторождений в вулканогенных постройках упомянутых регионов представляют собой метаалюминиевый или умеренно пералюминиевый высококалиевый тип вулканических пород, соответствующий гранитам А-типа (“анорогенные граниты”). Риолиты, риодациты, трахириолиты, а также экструзивные сиениты, кварцевые сиениты, риолитовые дайки и купола, обогащенные калием, обнаруживают довольно высокую степень фракционирования. Это выражается в распределении РЗЭ с отчетливой отрицательной Eu-аномалией, значительным обогащением несовместимыми и высокозарядными элементами, например, Li, Rb, Ta и U при резком снижении Ва и Sr относительно верхней континентальной коры. По современным представлениям, эти породы образуются в условиях растяжения путем частичного плавления кристаллической земной коры, обогащенной перечисленными компонентами. При исследовании изотопов Nd и Sr установлено, что в формировании этих пород могут принимать участие также и процессы фракционирования щелочных базальтоидов.

Проявления рудно-метасоматических процессов в рудоносных вулканогенных структурах имеют очевидные черты сходства. Это касается как составов рудных минералов, так и метасоматических преобразований, в ряду которых ведущая роль принадлежит обширным ореолам иллитизации. Для урановых месторождений и рудопроявлений Восточного Забайкалья и Ган-Ханьского металлогенического пояса Южного Китая характерно отсутствие метасоматических ореолов высококислотного типа (advanced argillic alterations) – вторичных кварцитов и аргиллизитов с алунитом, пирофиллитом, диаспором, андалузитом, ангидритом и сульфидами – энаргитом, люцонитом, фаматинитом. Эти парагенезисы характеризуют кислотную среду минералообразования при высокой активности серы и кислорода и широко распространены в пределах современного и молодого кайнозойского вулканизма Тихоокеанского кольца в областях с тонкой сиалической корой и преобладающей ролью базитовых магм. Гидротермальные месторождения урана для этих областей не характерны. Семейство же метасоматитов низкокислотного или промежуточного типа (березиты, иллитовые метасоматиты, умеренно-кислотные аргиллизиты с адуляром) сопровождают проявления урановой минерализации в мезозойских и кайнозойских кальдерах, которые располагаются в основном в областях внутриплитного вулканизма с мощной континентальной корой и развитым гранитно-метаморфическим слоем, бедным серой, или присутствуют во внешней или переходной зоне Тихоокеанского кольца (Южный Китай, Провинция Бассейнов и Хребтов, США). Преобладание общего фона невысокой или умеренной кислотности флюидов и относительно невысоких (не более 300^оС) температур гидротермальных рудообразующих систем более благоприятно для переноса урана в виде карбонатных, но не фторидных или хлоридных, комплексов.

Проблема возможных источников урана имеет две альтернативы. Одна из них, более традиционная, предполагает, что те объемы литосферы, которые служили протолитом для магмообразования, могли быть и источником рудного вещества. При этом коровые или подкоровые флюиды использовали те же тектонически ослабленные зоны земной коры, что и поднимающаяся магма. Однако в настоящее время активно развиваются гипотезы, предполагающие поступление урана из нескольких источников его ближней мобилизации при условии реализации механизма свободной тепловой конвекции флюидов в остаточном тепловом поле корового магматического очага или при возобновлении тектонотермальной активности после завершения вулканической деятельности в условиях резкой активизации процессов растяжения. Последнее, например, характерно для территории Южного Китая.

Гипотеза поступления урана из нескольких источников его ближней мобилизации (консолидированного субвулканического очага, гранитоидных пород фундамента и покровов кислых вулканических пород в чехле) за счет свободной тепловой конвекции флюидов, возможно, является ключом к пониманию причин формирования уникального по масштабам оруденения Стрельцовской кальдеры по сравнению с рудными объектами в Сианшане и МакДермитте.